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Full text of "Grundzüge der physischen Erdkunde"

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GRUNDZÜGE 



DER 



PHYSISCHEN ERDKÜNDE 



VON 

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DR. ALEXANDER SUPAN 

PROFESSOR DER GEOGRAPHIE AN DER UNIVERSITÄT BRESLAU 



FÜNFTE, UMGEARBEITETE UND VERBESSERTE AUFLAGE 



MIT 270 ABBILDUNGEN IM TEXT UND 
ZWANZIG KARTEN IN FARBENDRUCK 





LEIPZIG 

VERLAG VON VEIT & COMP. 

1911 



Alle Rechte vorbehalten. 



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Druck von Metzger & Wittig in Leipzig. 



Vorwort. 



Wenn auch seit dem Erscheinen der vierten Auflage erst 
wenige Jahre verflossen sind, so machte sich mir doch das Be- 
dürfnis nach Umarbeitung dieser und jener Abschnitte immer mehr 
fühlbar. Zur akademischen Lehrtätigkeit zurückgekehrt, erfuhr ich 
an mir von neuem die Wahrheit des Satzes „docendo discimus". 
Anordnung und Gliederung des Stoffes schienen mir hier und da 
eine Umgestaltung zu fordern, und manchen Problemen mußte 
nähergetreten werden. Daß es dabei ohne eine Vermehrung des 
Textes nicht abging, muß ich zu meinem Bedauern gestehen, aber 
bis auf zwei Druckbogen, die hinzugekommen sind, gelang es doch, 
das Mehr auf der einen Seite durch eine gedrängtere Fassung auf 
der anderen Seite auszugleichen. Daß der Erosionsfrage und der 
Peneplaintheorie besondere Aufmerksamkeit geschenkt wurde, liegt 
in den Zeitumständen begründet. 

Von den Karten wurde die der Niveauveränderungen beseitigt, 
denn ich bin immer mehr zur Überzeugung gelangt, daß dieser 
Fragenkomplex zu einer kartographischen Darstellung, besonders im 
kleinen Maßstab, noch nicht reif ist. Dafür wurden die thermischen 
Isanomalen, die uns den Schlüssel zum Verständnis der mittleren 
Isobaren liefern, für Januar und Juli besonders gegeben. 

Zu großem Dank bin ich meinem Herrn Kollegen Krümmel 
dafür verpflichtet, daß er die Güte hatte, mir die Bogen des zweiten 



IV Vorwort 



Bandes seines grundlegenden Handbuches der Ozeanographie noch 
während der Drucklegung mitzuteilen, denn nur dadurch wurde es 
mir ermöglicht, den Abschnitt über das Meer dem neuesten Stand 
der Wissenschaft entsprechend umzugestalten. Wärmster Dank ge- 
bührt auch meinem Herrn Kollegen Volz, der mit unermüdlichem 
Eifer die Korrektur besorgte und mir dabei manche wertvolle 
Fingerzeige gab, und endlich sei auch der Verlagsbuchhandlung 
der Dank für ihr stets gleichbleibendes opferwilliges und ver- 
ständnisvolles Entgegenkommen öffentlich ausgesprochen. 

Breslau, den 31. Juli 1911. 

A. Supan. 



Inhalt, 



Erster Abschnitt. Der Erdkörper und die Grrundzüge seiner 
Obcrflächengestaltung. 

Die Gestalt und Größe der Erde. S. 1. Entwicklung der Erde. S. 2. — Gestalt der 
Erde. S. 4. — Dimensionen der Erde. S. 6. — Flächenberechnung. S. 7. — 
Literaturnachweise S. 7. 

Die Teile des Erdkörpers. S. 8. Der Erdkern. S. 8. — Die Erdkruste. S. 15. — 
Literaturnachweise S. 17. 

Die Energiequellen. S. 18 Die Wirkungen der unterirdischen Kräfte. S. 18. — 
Die solaren Wirkungen. S. 19. — Die Anziehung von Sonne und Mond. 
S. 21. — Die Eotation der Erde. S. 22. — Literaturnachweise S. 23. 

Geschichte der Erde. S. 24. Literaturnachweise S. 28. 

Die Grundzüge der Gestaltung der Erdoberfläche. S. 28. Verhältnis von Wasser und 
Land. S. 28. — Einteilung des Ozeans. S. 32. — Einteilung des Festlandes. 
S. 34. — Oberflächengestaltung des Festlandes. S. 36. — Das Gestaltungs- 
gesetz. S. 42. — Vertikaler Aufbau der Erdkruste. S. 45. — Mittlere Höhen 
und Tiefen. S. 47. — Literaturnachweise S. 51. 



Zweiter Abschnitt. Die Lufthülle. 

Allgemeine Vorbemerkungen. S. 53. Die Schwankungen. S. 53. — Höhe der Luft- 
hülle. S. 54. — Zusammensetzung der Luft. S. 54. — Literaturnachweise 
S. 56. 

Die Erleuchtung und Erwärmung der Erdoberfläche. S. 56. Wärmequellen. S. 56. — 
Die Bestrahlungsgesetze. S. 57. — Das Grundgesetz des solaren Klimas. 
S. 60. — Einfluß der Lufthülle. S. 62. — Verteilung der Wärmemengen. 
S. 63. — Dauer des Sonnenscheins. S. 64. — Das Polarlicht. S. 65. — 
Literaturnachweise S. 69. 

Die Änderung der Temperatur mit der Höhe. S. 69. Wärmequellen der oberen Luft- 
schichten. S. 69. — Freie Atmosphäre. S. 70. — Gebirge. S. 75. — Ther- 
mische Verschiedenheiten des Höhenklimas. S. 79. — Plateaus. S. 81. — 
Reduktion der Temperatur auf das Meeresniveau. S. 82. — Literatur- 
nachweise S. 83. 

Die horizontale Verteilung der Temperatur. S. 84. Normale Temperaturverteilung. 
S. 85. — Abweichungen. S. 86. — Temperaturverteilung in den extremen 
Monaten. S. 90. — Durchschnittstemperatur der Parallelkreise, Meridiane, 
Erdteile und Meere. S. 94. — Isanomalen. S. 97. — Temperaturzonen. S. 98. 
— Literaturnachweise S. 102. 



vi Inhalt 

Die Schwankungen und die mittlere Veränderlichkeit und Abweichung der Temperatur. 
S. 103. Die tägliche Temperaturschwankung. S. 103. — Die jährliche 
Temperaturschwankung. S. 106. — Temperaturveränderlichkeit. S. 110. — 
Mittlore Abweichung-. S. 113. — Literaturnachweise S. 114. 

Windsysteme und Windgebiete. S. 114. Windgesetze. 8. 114. — Antizyklonen. S. 117. 

— Zyklonen. tS. 118. — Passate. 8. 123. — Allgemeine Luftzirkulation. 
S. 125. — Literaturnachweise S. 129. 

Luftdruck und Windverteilung in den extremen Jahreszeiten. S. 129. Die Isobarenkarten. 
S. 129. — Die südliche subtropische Hochdruckzone und das subantarktische 
Windsystem. 8. 130. — Das Passatgebiet und die nördliche Halbkugel im 
nördlichen Winter. S. 131. — Das Passatgebiet und die nördliche Halb- 
kugel im nördlichen Sommer. S. 135. — Mittlere monatliche Barometer- 
schwankungen. S. 138. — Die periodischen Luftmassenverschiebungen und 
die Breitenschwankungen. S. 139. — Literaturnachweise S. 140. 

Lokale Winde. S. 140. Lokale Windsysteme. S. 140. — Einfluß lokaler Verhältnisse 
auf die Winde. S. 142. — Literaturnachweise S. 146. 

Der Wasserdampf in der Atmosphäre und die Ursachen seiner Kondensation. S. 147. 
Verschiedene Maße der Luftfeuchtigkeit. S. 147. — Die Winde als Verbreiter 
des Wasserdampfes. S. 150. — Kondensation des Wasserdampfes. S. 150. — 
Literaturnachweise S. 153. 

Die Verteilung der jährlichen Niederschlagsmengen. S. 153. Gesetze der Verbreitung 
der Niederschläge. S. 153. — Die warme Zone. S. 161. — Der regenarme 
Gürtel. S. 163. — Die gemäßigten Zonen. S. 164. — Mittlere Regenwahr- 
scheinlichkeit. S. 167. — Literaturnachweise S. 169. 

Die jahreszeitliche Verteilung der Niederschläge. S. 170. Winter- und Sommerregen. 
S. 170. — Die jährliche Niedersehlagsschwankung. S. 172. — Die ge- 
mäßigten Zonen. S. 173. — Die subtropischen Eegengebiete. S. 174. — 
Tropenzone. S. 176. — Schwankungen des Regenfalls. S. 179. — Gewitter. 
S. 179. — Hagel. S. 180. — Literaturnachweise S. 181. 

Verbreitung des Schnees. S. 181. Verbreitung. S. 181. — Die Schneegrenze. S. 183. 

— Verteilung der Schneegrenze. S. 188. — Literaturnachweise S. 190. 

Gletscher. S. 191. Begriff und Einteilung der Gletscher. S. 192. — Die Gletscher- 
zunge. S. 194. — Das Leben des Gletschers. S. 196. — Gletschertheorie 
und Gletscherstruktur, S. 200. — Theorie des stationären Gletschers. S. 207. 

— Moränen. S. 209. — Gletscherschwankungen. S. 213. — Literaturnach- 
weise S. 217. 

Die geographische Verteilung der Gletscher. S. 218. Die Tropen. S. 218. — Gemäßigte 
Zonen S. 221. — Polare Zonen. S. 225. — Eisberge. S. 228. — Literatur- 
nachweise S. 230. 

Das Klima. S. 230. Klimaprovinzen. S. 230. — Die 35jährigen Schwankungen. 
S. 234. — Säkulare Perioden. S. 240. — Geologische Perioden. S. 242. — 
Klimaänderungen. S. 251. — Einfluß des Waldes. S. 254. — Literatur- 
nachweise S. 255. 



Dritter Abschnitt. Das Meer. 

Morphologie des Meeres. S. 258. Gliederung des Weltmeeres. S. 258. — Unter- 
seeische Bodenformen. S. 261. — Vertikalgliederung des Weltmeeres. S. 266. 
— Bedeckung des Meeresbodens. S. 270. — Literaturnachweise S. 275. 

Das Meerwasser. S. 277. Das Meeresniveau. S. 277. — Salzgehalt und spezifisches 
Gewicht. S. 282. — Gasgehalt. S. 287. — Farbe. S. 287. — Literaturnach- 
weise S. 290. 



Inhalt VII 



Die Wellenbewegung. S. 291. Windwellen. S. 291. — Brandung. S. 295. — Ben- 
thonische Wellen. S. 297. — Stehende Wellen. S. 299. — Interne Wellen. 
S s 300. — Literaturnachweise S. 301. 

Die Gezeiten. S. 302. Theoretische Gezeiten. S. 302. — Wirkliche Gezeiten. 
g 307, _ Wellentheorien. S. 310. — Die harmonische Analyse. S. 315. — 
Gezeitenströme. S. 316. — Differential tiden. S. 316. — Literaturnachweise 
S. 317. 

Die Meeresströmungen. S. 317. Bedingungen. S. 317. — Ozeanische Strömungen. 
S. 319. — Theorie. S. 321. — Nordatlantischer Ozean. S. 327. — Die üb- 
rigen Ozeane. S. 334. — Das Auftriebwasser. S. 335. — Literaturnachweise 
S. 337. 

Die Temperaturverteilung im Wasser. S. 339. Die Oberflächentemperatur des Meeres. 
g # 339, _ Tiefentemperatur in Süßwasserseen. S. 341. — Tiefentemperaturen 
•im Salzwasser. S. 346. — Ozeane. S. 348. — Die Polarmeere. S. 354. — 
Das Meereis. S. 358. — Literaturnachweise S. 363. 



Vierter Abschnitt. Dynamik des Landes. 

Die Hauptformen der Dislokationen. S. 365. Theorien. S. 368. — Literaturnachweise 
S. 375. 

Die vulkanischen Ausbrüche. S. 376. Eruptionsprodukte. S. 377. — Die vulkanischen 
Ausbrüche. S. 379. — Überblick der Vulkanformen. S. 389. — Stübel's 
Einteilung. S. 390. — Erlöschen der Vulkane. S. 392. — Geographische 
Verbreitung der Vulkane. S. 394. — Theorie des Vulkanismus. S. 401. — 
Schlammsprudel. S. 407. — Literaturnachweise S. 410. 

Erdbeben. S. 412. Bodenbewegungen. S. 412. — Die seismischen Wellen. S. 413. 

— Die Teile des seismischen Feldes. S. 418. — Dauer. S. 421. — Intensität 
und Wirkungen. S. 422. — Areal. S. 425. — Ursachen. S. 427. — Einteilung 
der Beben. S. 434. — Periodizität. S. 434. — Literaturnachweise S. 437. 

Moderne Niveauveränderungen. S. 438. Einteilung. S. 438. — Litorale Niveauver- 
änderungen. S. 439. — Theorien. S. 441. — Skandinavien. S. 443. — Höhere 
arktische Breiten. S. 451. — Die angebliche Meeresverschiebung zwischen 
Pol uud Äquator. S. 453. — Mittelmeerländer. S. 456. — Binnenländische 
Niveauveränderungen. S. 459. — Schlußfolgerungen. S. 462. — Literatur- 
nachweise S. 463. 

Übersicht der exogenen Wirkungen. S. 466. 

Die Verwitterung. S. 470. Der Verwitterungsprozeß. S. 470. — Bodenarten. S. 474. 

— Gebiete vorherrschender Denudation. S. 475. — Gebiete säkularer Ver- 
witterung. S. 481. — Literaturnachweise S. 483. 

Das Bodenwasser. S. 484. Der Kreislauf des Wassers. S. 484. — Das Grund- 
und Schichtwasser und ihre Quellen. S. 485. — Das Kluftwasser und seine 
Quellen. S. 489. — Einteilung der Quellen. S. 493. — Geysir. S. 495. — 
Literaturnachweise S. 498. 

Das fließende Wasser. S. 498. Wassermenge. S. 498. — Bewegung des Wassers, 
g. 506. — Die Arbeit der Flüsse. S. 510. — Flußablagerungen. S. 511. — 
Literaturnachweise S. 516. 

Die Erosionsarbeit des fließenden Wassers. S. 517. Das Wesen der Erosionsarbeit. 
S. 517. — Der Typus des Erosionstales. S. 518. — Ungleichmäßige Erosion. 
<$ p 520. — Moderne Talbildung. S. 522. — Klammen und Canons. S. 524. 

— Variation des Erosionstypus. S. 527. — Der geographische Zyklus, 
g, 530. — Das Karstphänomen. S. 533. — Genetische Einteilung der Täler. 
S. 541. — Terminologie von W. M. Davis. S. 545. — Literaturnachweise 
S. 546. 



Till Inhalt 



Die Frage der Gletschererosion. S. r>47. Ansichten darüber. S. 547. — Kare. S. 551. 
— Die Tatformen. S. 553. — Talterrassen. S. 558. — Ergebnis. S. 562. — 
Literaturnachweise S. 563. 

Deltabildungen. S. 564. Mündungsformen der Flüsse. S. 564. — Bau, Gestalt und 
Oberflächenform der Deltas. S. 566. — Wachstum der Deltas. S. 568. — 
Geographische Verbreitung der Deltas. S. 569. — Literaturnachweise S. 571. 

Die Arbeit des Windes. S. 571. Winderosion. S. 571. — Äolische Sandablagerungen. 
S. 575. — Dünen. S. 576. — Staubablagerungen. S. 580. — Literaturnach- 
weise S. 582. 

Die Arbeit des Meeres. S. 583. Begriff der Küste. S. 583. — Charakter der Küste. 
S. 584. — Die Brandung. S. 585. — Steilküsten. S. 586. — Zerstörung der 
Flachküsten. S. 592. — Erosion durch Gezeitenströmungen. S. 594. — An- 
schwemmung. S. 595. — Literaturnachweise S. 599. 

Die geographische Verbreitung der exogenen Wirkungen. S. 600. Bodentypen. S. 600. — 
Faciesgebiete. S. 605. — Gebirgsfacies. S. 608. — Literaturnachweise S. 610. 



Fünfter Abschnitt. Morphologie des Landes. 

Übersicht. S. 611. Orographisches System. S. 612. — Hypsometrische Systeme. 
S. 613. — Hypsometrie. S. 614. — Orometrie. S. 617. — Genetisches System. 
S. 617. — Literaturnachweise S. 619. 

Die Oberfiächenformen der Flachschichtung. S. 619. Das Tafelland. S. 619. — Aus- 
gefüllte Landsenken. S. 622. — Peripherische Flachböden jugendlichen 
Alters. S. 626. — Ergebnis. S. 629. — Umformung durch Destruktion (De- 
struktionsformen). S. 629. — Umformung durch Bruch (Frakturformen). 
S. 638. — Übersicht der Umwandlungsformen der Flachschichtung. S. 642. 

— Literaturnachweise S. 643. 

Faltengebirge. S. 645. Terminologie. S. 645. — Faltenzonen und Geosynklinalen. 
S. 652. — Tangentialkraft. S. 654. — Der Faltungsvorgang. S. 655. — Nach- 
trägliche (postume) Bodenbewegungen. S. 656. — Literaturnachweise S. 657. 

Haupttypen der Faltengebirge. S. 658. Sattelgebirge oder Monoantiklinalen. S. 658. 

— Querprofil einfacher Faltengebirge. S. 660. — Querprofil zusammen- 
gesetzter Gebirge. S. 662. — Längserstreckung. S. 670. — Beziehungen der 
Faltengebirge zueinander. Ihre Abgrenzung und Einteilung. S. 672. — 
Beziehungen der Kettengebirge zum ungefalteten Vorland. S. 675. — Lite- 
raturnachweise S. 676. 

Umformung der Faltengebirge. S. 678. Leitsatz. S. 678. — Umformung durch Bruch. 
S. 679. — Umformung durch Destruktion. Landstufen. S. 681. — Kumpf- 
flächen. S. 682. — Eumpfgebirge. S. 685. — Eumpfschollengebirge. S. 693. 

— Genetische Einteilung des Faltenlandes. S. 700. — Literaturnachweise 
S. 702. 

Vulkanische Berge. S. 703. Einteilung. S. 704. — Aufgesetzte Stratovulkanberge. 
S. 706. — Aufgesetzte homogene Vulkane. S. 709. — Einfluß der Lage der 
Eruptionsstellen. S. 709. — Umwandlung durch Destruktion und aufgedeckte 
Vulkanberge. S. 710. — Literaturnachweise S. 712. 

Gliederung der Gebirge. S. 713. Alter und Anordnung der Täler. S. 713. — Längs- 
und Quertäler. S. 714. — Wasserscheide. S. 718. — Durchgangstäler. S. 719. 

— Talwasserscheiden. S. 725. — Aufschließung der Gebirge. S. 729. — 
Literaturnachweise S. 730. 

Die Flüsse. S. 731. Einteilung. S. 731. — Verteilung der Flüsse. S. 732. — Fluß- 
vermischung und Wasserteilung. S. 735. — Bau der Flußsysteme. S. 736. — 
Größe der Flüsse. S. 738. — Veränderungen der Flüsse. S. 739. — Literatur- 
nachweise S. 745. 



Inhalt IX 



Die Seen. S. 745. Hauptkategorien. Mündungsseen. S. 745. — Beckenformen. 
S. 746. — Dimensionen der Seebecken. Depressionen. S. 751. — Seengebiete. 
S. 753. — Süß- und Salzwasserseen. S. 758. — Erlöschen der Seen. S. 760. — 
Sumpf und Moor. S. 762. — Literaturnachweise S. 764. 

Die horizontale Gliederung des Festlandes. S. 765. Die Halbinseln. S. 765. — Inseln. 
S. 769. — Genetische Einteilung. S. 769. — Kontinentalinseln. S. 771. — 
Ursprüngliche Inseln. S. 773. — Koralleninseln. S. 774. — Theorie der 
Korallenriffe. S. 779. — Flora und Fauna der Kontinentalinseln. S. 784. — 
Flora und Fauna der ursprünglichen Inseln. S. 788. — Literaturnachweise 
S. 791. 

Küstenformen. S. 792. Haupttypen. S. 792. — Detailformen. S. 794. — Talbuchten. 
S. 796. — Natürliche Seehäfen und Meeresstraßen. S. 804. — Küsten- 
entwicklung und mittlerer Küstenabstand. S. 806. — Literaturnachweise 

S. 809. 



Sechster Abschnitt. Die Pflanzendecke und die geographische 
Verbreitung* der Tiere. 

Die geographischen Bedingungen des Pflanzenlebens. S. 810. Abhängigkeit vom Klima. 
S 810. — Abhängigkeit vom Boden. S. 813. — Pflanzenformationen. S. 815. 

— Literaturnachweise S. 817. 

Die Hauptzonen und Hauptregionen der Vegetation. S. 817. Tropische Pflanzenzone. 

S. 817. — Gemäßigte Zone. S. 822. — Polare Waldgrenzen. S. 824. — Polare 
Pflanzenzone. S. 826. — Pflanzenregionen. S. 827. — Literaturnachweise 
S. 833. 

Die wichtigsten Vegetationsformationen innerhalb der Waldgrenzen. S. 833. Tropenwald. 
S. 834. — Der Wald mittlerer und höherer Breiten. S. 837. — Buschland. 
S. 839. — Savane. S. 842. — Wiesen und Weiden. S. 844. — Grassteppen. 
S. 844. — Wüstensteppen und Wüsten. S. 846. — Ausdehnung der For- 
mationen. S. 849. — Literaturnachweise S. 850. 

Die Nutzpflanzen. S. 850. Zerealien. S. 851. — Andere Kulturpflanzen. S. 854. — 
Literaturnachweise S. 857. 

Die Lebensbedingungen der Tierwelt. S. 857« Beziehungen zwischen der Tier- und 
der Pflanzenwelt. S. 858. — Färbung. S. 860. — Abhängigkeit der Tiere 
vom Klima. S. 861. — Tropische Tierwelt. S. 863. — Polare Tierwelt. S. 864. 

— Vertikale Verteilung. S. 865. — Periodizität im Tierleben. S. 866. — Be- 
ziehungen der Tiere zueinander und zu dem Menschen. S. 867. — Literatur- 
nachweise S. 868. 

Die Flora und Fauna der Tropen und der südlichen Halbkugel. S. 868. Verbreitungs- 
typen. S. 868. — Die Tropen der Alten und der Neuen Welt. S. 872. — 
Provinzielle Unterschiede in den tropischen Reichen. S. 875. — Die alten 
Kontinentalinseln. S. 876. — Australien. S. 877. — Der malaiische Archipel 
und Polynesien. S. 879. — Das Problem der südhemisphärischen Kontinental- 
zusammenhänge. S. 883. — Literaturnachweise S. 886. 

Flora und Fauna der mittleren und höheren Breiten der Nordhalbkugel. S. 888. Klima- 
änderung. S. 888. — Die südlichen Übergangsgebiete. S. 888. — Zentral- 
asien. S. 891. — Die holoarktische Zone. S. 891. — Rückblick auf die 
Theorie der Landbrücken. S. 894. — Hochgebirge. S.897. — Veränderungen 
in der Jetztzeit. S. 900. — Literaturnachweise S. 904. 

Die pflanzen- und tiergeographischen Einteilungen der festen Erdoberfläche. S. 905. 
Literaturnachweise S. 909. 

Register. S. 910. 

Berichtigungen S. 970. 



Verzeichnis der 



Kartenbeilagen, 



Tafel I. Höhen und Tiefen der Erde. 

IL Die morphologische Dreiteilung des Landes. 

III. Jahres-Isothermen. 

IV. Januar-Isothermen. 
V. Juli-Isothermen. 

VI. Isanomalen der Lufttemperatur im Januar. 

VII. Isanomalen der Lufttemperatur im Juli. 

VIII. Die Temperaturzonen der Erde. 

IX. Linien gleicher jährlicher Temperaturschwankung. 

X. Isobaren und Winde im Winter. 

XL Isobaren und Winde im Sommer. 

XII. Jährliche Niederschlagsmengen. 

XIII. Jahreszeitliche Verteilung der Niederschläge. 

XIV. Verbreitung der Gletscher und des Treibeises. 
XV. Die Klimaprovinzen. 

XVI. Die Oberflächenströmungen des Meeres. 

XVII. Korallenbauten, Vulkane und Erdbeben. 

XVIII. Vegetationskarte. 

XIX. Die Florenreiche. 

XX. Faunengruppen und -reiche. 



• 



Erster Abschnitt. 



Der Erdkörper und die Grundzüge seiner 
Oberfiäehengestaltung. 



Die Gestalt und Größe der Erde. 

Die einfache Naturanschauung betrachtet die Erde als ruhenden 
Körper, den die Sonne in kreisförmiger Bahn umwandelt. Der 
alexandrinische Gelehrte Ptolemäus gab dieser Anschauung zuerst 
einen wissenschaftlichen Ausdruck und schuf damit ein Weltsystem, 
das bis zum Anfang der Neuzeit seine Geltung bewahrt hat. Er 
machte die Erde zum Zentrum des Weltalls, und die von der 
Theologie beherrschte Wissenschaft des Mittelalters fand in diesem 
System eine Bestätigung ihres Grundsatzes, daß der Mensch der 
Mittelpunkt und Zweck der Schöpfung sei. Erst Copebnicus ver- 
bannte die Erde aus ihrer usurpierten Stellung und wies ihr einen 
bescheideneren Platz im Sonnensystem an. Die Erde ist ein Planet, 
der sich in 24 Stunden einmal um seine Achse und, vom Monde 
begleitet, in einem Jahr einmal um die Sonne bewegt, von der er 
Licht und Wärme empfängt. 

Die Fortschritte in der Erforschung des Erdkörpers, seines 
organischen Lebens und seiner Entwicklung hatten eine gänzliche 
Umwandlung der Weltanschauung im Gefolge. Wir sehen in der 
Natur nicht mehr eine Aufeinanderfolge wunderbarer Schöpfungs- 
taten, die jede Form fertig und unabänderlich aus dem Nichts 
oder aus dem Chaos hervorriefen, sondern einen nach ewigen Ge- 
setzen wirkenden Mechanismus, in dem die Formen in beständiger 
Umwandlung begriffen sind. An diesem Grundgedanken der Ent- 
wicklung müssen wir festhalten, wenn auch der Streit über das 
Wie der Entwicklung wohl noch lange, vielleicht für immer, un- 
geschlichtet bleiben wird. Welche Bedeutung wir aber auch den 
verschiedenen Entwicklungshypothesen zuerkennen mögen, so unter- 

Supan, Physische Erdkunde. 5. Aufl. 1 



2 Der Erdkörper und die Grundzüge seiner Oberflächengestaltung 

liegt es doch keinem Zweifel, daß sie unendlich befruchtend auf die 
Wissenschaft gewirkt haben. Wenn wir annehmen, daß jede Form 
durch einen unerforschlichen und uns daher willkürlich erscheinenden 
Schöpfungsakt entstanden ist, dann bleibt uns am Ende nichts 
übrig, als diese Formen zu beschreiben und zu klassifizieren; nehmen 
wir aber an, daß sich alles auf natürlichem Wege entwickelt hat. 
so können wir diesem Prozeß nachspüren. Die Naturwissen- 
schaft schreitet von der Systematik zur Genetik fort, und 
damit erwachsen auch der Geographie ganz andere Aufgaben, als 
sie früher zu lösen hatte. 

Entwicklung der Erde. 1 Die von Läplace entwickelte Nebu- 
lartheorie verknüpft auch die einzelnen Teile unseres Sonnensystems 
genetisch miteinander. Alle seine Körper bildeten einst einen großen 
kugelförmigen, rotierenden Nebelfleck, dessen hohe Temperatur spätere 
Forscher entweder auf den Zusammenstoß dunkler Massen oder 
(nach Friedel 2 ) auf die Vereinigung der Elektronen zu Atomen 
zurückführten. Indem er sich infolge der Abkühlung im kalten 
Weltenraum zusammenzog, erhöhte sich die Rotationsgeschwindigkeit, 
die Abplattung an den Polen und die Ausbauchung am Äquator 
wurden immer größer, und so lösten sich mit der Zeit am Äquator 
Teile los, die einen Eing bildeten. Dieser zerriß infolge ungleicher 
Beschaffenheit und Erkaltung und veranlaßte so die Entstehung 
planetarischer Nebelballen. Derselbe Prozeß wiederholte sich auch 
hier: erst Ringbildung, wie sie noch am Saturn beobachtet werden 
kann, x dann Zerreißung des Ringes und Bildung der Monde. So 
erscheinen nach dieser geistvollen Hypothese alle Glieder des Sonnen- 
systems als eine große Familie, deren Mutter die Sonne ist, wie 
sie auch noch jetzt alles Leben auf der Erde ernährt und erhält. 

Durch fortgesetzte Abkühlung und Zusammenziehung wurde 
die Erde aus einem glühenden Nebelball ein glühendflüssiger 
Körper, der sich endlich mit einer Erstarrungskruste umhüllte. Nach 
einer anderen Ansicht, die sich darauf stützt, daß der Schmelz- 
punkt der vulkanischen Laven mit steigendem Drucke hinaufrückt, 
begann die Verfestigung dort, wo der Druck am größten ist, d. h. 
im Mittelpunkt, und schritt nach außen fort. Die Wasserdämpfe 
wurden kondensiert und sammelten sich in den Vertiefungen der 
Erdkruste als Meer an, über das die Erhöhungen als Kontinente 
emporragen. Der Gegensatz von Land und Wasser ist seit dieser 
Zeit ein bleibender Charakterzug unseres Planeten, wenn auch die 



x Nach den neuesten Beobachtungen ist der Saturnring kein homogenes 
Ganzes, sondern ein Aggregat gesonderter kleiner, starrer Massen. 



Die Gestalt und Größe der Erde 



geographische Verteilung dieser beiden Grundformen dem Wechsel 
unterworfen ist. 

Schon Kant, der Vorgänger von Laplace, hatte angenommen, 
daß sich die Planeten selbständig aus der in ihre Grundstoffe auf- 
gelösten Materie entwickelten, indem dichtere Elemente dünnere 
anzogen. Verwandt damit sind die verschiedenen Anhäufungs- 
theorien, sowohl die älteren Meteoritentheorien G. Darwin's und 
N. Lockyer's, wie die neue Planetesimaltheorie von C. Chamberlin 3 , 
die die Entstehung der Planeten auf die Anhäufung kleiner kos- 
mischer Massen zurückführen. Die letztere gewinnt, wie es scheint, 
jetzt immer mehr Boden und darf daher auch an dieser Stelle nicht 
übergangen werden. Sie leitet unser Sonnensystem von einem 
Spiralnebel ab, den sie sich aus unzähligen kleinen Körperchen 
(Planetesimals) gebildet denkt. Diese drehen sich um eine zentrale 
Gasmasse ebenso, wie es die Planeten tun. Das Vorhandensein von 
Knoten zeigt an, daß die Nebelmasse nicht gleichartig verteilt ist. 
Aus der Zentralmasse entstand die Sonne, die Knoten waren die 
Embryonen der Planeten, die übrige Nebelmasse wurde teils von 
der Sonne, teils von den Knoten absorbiert, die sich dadurch zu 
Planeten entwickelten. Daraus ergeben sich nach Fairchild 4 
folgende wichtige Unterschiede zwischen der Planetesimal- (P-Th.) 
und der Nebulartheorie (N-Th.): 1. Nach der N-Th. hat die Erde 
von ihrem ehemaligen Zustand Wärme zurückbehalten, während 
nach der P-Th. schon die kleinen kosmischen Urkörper ihre Wärme 
verloren haben. Die Erde war an ihrer Oberfläche immer kalt, 
und ihre innere Wärme ist eine Folge der Verdichtung, der Zu- 
sammenballung der kosmischen Massen, wobei sich ihre Bewegung 
in Wärme umsetzte. 2. Nach der N-Th. hat die Erde durch Ab- 
kühlung stetig an Umfang abgenommen, nach der P-Th. hat sie 
sich zuerst stetig durch Anhäufung von Planetesimals vergrößert, 
dann aber durch Zusammensackung der Massen wieder verkleinert. 
3. Nach der N-Th. schieden sich die flüchtigen Stoffe der Erd- 
masse als Wässer und Luft aus, nach der P-Th. waren Luft und 
Wasser ursprüngliche Bestandteile der Planetesimals, und die gegen- 
wärtige Luft- und Wasserhülle wurde durch Hitze und Druck aus 
dem Innern der Erde herausgepreßt. 

Die beglaubigte Erdgeschichte beginnt erst spät; nur soweit 
uns ihre Zeugnisse in den aufeinander folgenden Gesteinsschichten, 
in deren vielfachen Störungen und in den begrabenen Lebewesen 
noch erhalten sind, stehen wir auf sicherem Boden. Aber auch 
hier hat sich eine richtige Deutung erst allmählich herausgearbeitet. 
Zwar konnten es sich auch die älteren Geologen nicht verhehlen, 



4 Der Erdkörper und die Grundzüge seiner Oberflächengestaltüiig 

daß der Erdkörper und sein organisches Leben verschiedene 
Stadien durchlaufen haben, aber sie meinten noch, daß die ein- 
zelnen Perioden der Erdgeschichte durch allgemeine Katastrophen, 
die das Bestehende vernichteten, und ebenso viele Neuschöpfungen von- 
einander getrennt seien. Dagegen lehrten Hoff 5 und Lyell G , daß 
sich die Veränderungen der Erdoberfläche allmählich vollzogen haben, 
in derselben Weise, wie wir sie auch in der geologischen Gegen- 
wart beobachten, und durch dieselben Kräfte, die noch jetzt tätig 
sind, wenn auch zugegeben werden mag, daß die Kraftäußerungen 
in früheren Epochen eine größere Intensität besaßen. Lamaeck und 
Charles Darwin 7 wendeten diese Theorie auch auf die organische 
Welt an, die, von niederen zu höheren Formen fortschreitend, end- 
lich im Menschen gipfelt. Es mag aber dahingestellt bleiben, ob 
sich der Entwicklungsprozeß gleichmäßig oder sprungweise abspielte, 
d.h. ob Perioden erhöhter Tätigkeit — sogen, „kritische Perioden", 
wie Le Conte 8 sie nannte — mit relativen Ruhepausen wechselten, 
Perioden, die sich auch in der Umgestaltung der organischen Welt 
widerspiegeln. 

Gestalt der Erde. 9 Als ein sicheres Zeugnis für die einst 
flüssige Beschaffenheit des Erdkörpers wird dessen Gestalt an- 
gesehen, aber mit Unrecht, denn jeder rotierende kugelförmige 
Körper, der nicht absolut starr ist, muß sich an den Enden der 
Rotationsachse, d. h. an den Polen abplatten und am Äquator aus- 
bauchen: mit anderen Worten: die Kugel muß sich zu einem 
Ellipsoid umgestalten. Die ellipsoidische Gestalt der Erde ist 
direkt durch Pendelbeobachtungen und Gradmessungen erweisbar, 
indirekt auch auf astronomischem Wege. 

Die Pendelbeobachtungen ergaben, daß die Länge des 
Sekundenpendels (d. h. eines Pendels, das in einer Sekunde eine 
Schwingung ausführt) vom Äquator nach den Polen zunimmt. x Diese 
Tatsache kann ihre Erklärung nur darin finden, daß die Schwer- 
kraft an den Polen am größten, am Äquator am kleinsten ist. Der 
Grund hierfür ist doppelt. Einerseits erreicht die Fliehkraft, die der 



x Zur Illustration dieses Gesetzes greifen wir aus Helmert's Tabelle einige 

Stationen in Abständen von ungefähr 10° B. heraus: 

LäDge des 
Sekunden- 
pendels 
N. B. in mm 

Gaussah Lout . . . 0° 2' 99 1,055 

Trinidad 10° 39' 991, 091 

Mauwi 20° 52' 991,794 

Ismailia 30° 56' 992,249 

Hoboken — New York 40° 45' 993,i9i 



Länge des 
Sekunden- 
pendels 
N. B. in mm 

Bonn 50° 44' 994,072 

Unst 60° 45' 994,959 

Hammerfest . . . . 70° 40' 995,557 

Spitzbergen . . . . 79° 50' 996,067 



Die Gestalt und Größe der Erde 




Fig. 1. Abplattung der Erde. 



Schwerkraft direkt entgegenwirkt, am Äquator ihren größten Wert 
während sie an den Polen gleich Null ist; anderseits ist man wegen der 
Abplattung dem Erdmittelpunkte, dem Sitze der Schwerkraft, an den 
Polen am nächsten, 
und am Äquator am 
weitesten davon ent- 
fernt. 

Einen noch au- 
genfälligeren Beweis 
für die Abplattung 
der Erde liefern die 
Gradmessungen. 
In Fig. 1 ist rechts 
ein halber kreisför- 
miger, links ein hal- 
ber elliptischer Me- 
ridian dargestellt; 
P beziehungsweise P' ist der Pol, und die Horizontallinie der Durch- 
schnitt der Äquatorialebene. Wählen wir auf dem Kreisquadranten 
zwei Paare von Punkten, von denen sich a und b nahe dem Äquator, 
c und d nahe dem Pole befinden. Die Vertikalen (oder Normalen), 
die wir in diesen Punkten errichten, sind Halbmesser und schneiden 
sich daher in o; der Winkel aob ist = cod= 10°, ebenso ist der 
Bogen ab = cd, oder mit anderen Worten: auf einer Kugel ent- 
sprechen gleichen Winkelabständen der Normalen gleiche 
Meridianbogen. 

Anders auf dem Ellipsoid. Die Normalen schneiden sich nicht 
mehr im Zentrum, die Winkelabstände von a und b', c und d! sind 
zwar gleich ( = 10°), wovon wir uns sofort überzeugen können, wenn 
wir mit dem Kadius ao von o und o" aus Kreise beschreiben (die 
Bogen a" b" = c" d" = c d = ab); aber die ihnen entsprechenden 
Meridianbogen sind ungleich {ab'<cd'), weil sich die Krümmung 
der Ellipse gegen den Pol hin verflacht. Auf dem Ellipsoid 
nimmt also die Länge eines Meridiangrades vom Äquator 
gegen die Pole zu. 

Indem die große französische Gradmessung in der Mitte des 
18. Jahrhunderts für die Länge eines Meridiangrades in Lappland 
(66°20'N) 111947, in Frankreich (49° 13' N) 111212, auf der Hoch- 
fläche von Ecuador (1°31' S) 110614 m fand, erbrachte sie den un- 
umstößlichen Beweis für die ellipsoidische Gestalt der Erde. x Als 

x Diese epochemachende Arbeit wird jetzt durch Gradmessungen in 
Ecuador und auf Spitzbergen wiederholt. 



6 Der Erdkörper und die Grundzüge seiner Oberflächengestaltung 

aber die folgenden, in verschiedenen Gegenden ausgeführten Grad- 
messungen und Pendelbeobachtungen verschiedene Werte für die 
Abplattung ergaben, gelangte man zu der Erkenntnis, daß die Gestalt 
der Erde der Regelmäßigkeit entbehrt. Und dies gilt nicht bloß von 
der Landoberfläche mit ihren Erhebungen und Vertiefungen, nicht 
bloß von der wirklichen Meeresoberfläche, die wechselnden Um- 
gestaltungen unterliegt; auch das sogenannte Geold, d. h. die ideelle, 
unbewegte Meeresfläche, die in allen Punkten senkrecht zur Richtung 
der Schwerkraft steht, und die man sich durch ein System von 
Kanälen von der Küste in das Innere der Kontinente geführt denkt r 
entspricht nicht einem regelmäßigen Ellipsoid, sondern erhebt sich 
innerhalb des Festlandes bis zu 50 m darüber, während es im Ozean 
wohl höchstens bis zu 150 m darunter hinabsinkt. Die Summe der 
Abweichungen beträgt also nur 200 m — eine in Anbetracht der 
Größe der Erde verschwindend kleine Zahl. 10 Es ist die Aufgabe 
der neuen Gradmessungen, diese Abweichungen in bezug auf ver- 
schiedene Teile der Erde festzustellen und zugleich ihre Ursachen 
zu erforschen. 

Dimensionen der Erde. Die nächste praktische Folge dieser 
Unregelmäßigkeit ist die, daß man, um Dimensionen der Erd- 
oberfläche zu berechnen, ein ideelles Ellipsoid zugrunde legen 
muß, das sich den Ergebnissen der Grad- und Pendelmessungen mög- 
lichst anschmiegt. Unter diesen Berechnungen hat die von Bessel, 11 
obgleich sie sich nur auf zehn zuverlässige Gradmessungen stützt, 
die größte Verbreitung gefunden und kann auch heute noch für 
geographische Zwecke als ausreichend erachtet werden. Daneben 
hat sich auch die Berechnung Clarke's Eingang verschafft. Die 
7 Hauptwerte sind folgende: 

- ' Bessel (1841) Clabkb (1880) 

Äquatorialhalbmesser (a) = 6 377,4 6 378,2 km 

Polarhalbmesser (6) = 6 356,i 6 356,5 km 

Abplattung - iTi = ^ gL 

Umfang des Äquators = 40070 40076 km 

Umfang im Meridian = 40003 40007 km 

Oberfläche der Erde = 509 950 714 510062 854 qkm. 

Clarke's Abplattungswert ist zu groß; Helmert hält l / 296 für 
die oberste Grenze und gelangt an der Hand der neuesten Messungen 
und Rechnungen zu einem dem BEssEL'schen sehr ähnlichen Resultat 
(1/298,3+ l,i). 12 Dagegen steht es ziemlich fest, daß der CLARKE'sche 
Wert für a vorzuziehen ist. Die sich daraus ergebenen Verände- 
rungen des Oberflächeninhalts des Erdellipsoides sind so geringfügig, 
daß wir die runde Zahl von 510 Millionen qkm beibehalten können. 



Die Gestalt und Größe der Erde 



Flächenberechnung. 13 Die Fläche eines Landes kann entweder 
durch direkte Vermessung oder auf planimetrischem Wege, d. h. auf 
der Karte mit Hilfe desPlanimeters ermittelt werden. Die letztere 
Methode wird weitaus am häufigsten angewendet, ja für halb oder 
ganz unzivilisierte Länder ist sie die einzig mögliche. Dabei kommt 
es in erster Linie darauf an, welche Dimensionen des Ellipsoids 
der Messung zugrunde gelegt werden, ob z. B. die BESSEL'schen, wie 
es in der Geographischen Anstalt von Justus Perthes in Gotha ge- 
schieht, oder die ÖLARKE'schen, die Strelbitzkt bei seinen bekannten 
Flächenberechnungen Europas und des Russischen Reiches ange- 
wendet hat. Unter sonst gleichen Umständen muß für ein und 
dasselbe Land die Fläche nach Clarke stets größer sein, als die 
nach Bessel; aber der Unterschied, der sich daraus ergibt, ist in 
den meisten Fällen geringfügig gegenüber der Unsicherheit der 
Messung, die durch das mangelhafte Kartenmaterial, den Maßstab 
der Karte, die Dehnung des Papieres bei verschiedener Feuchtig- 
keit und die Beschaffenheit des Instrumentes bewirkt wird. Selbst 
bei Ländern mit so vortrefflichen Karten, wie Frankreich oder 
Italien sie besitzen, haftet den Flächenzahlen noch ein wahrschein- 
licher Fehler von 1 / 2 bis 1 Prozent des Areals an; und man mag 
danach ermessen, wie es selbst mit den besten Flächenzahlen dort 
bestellt ist, wo noch verhältnismäßig wenige Punkte durch gute 
Breiten- und Längenbestimmungen festgelegt sind, und jede neue 
größere Forschungsreise Verschiebungen des c 

Kartenbildes zur Folge hat. Solche Länder 
werden daher meist in kleinerem Maßstab 
abgebildet, und daraus erwächst wieder ein 
neuer Fehler, der sich bei sonst größter Sorg- 




Ar*-~ 



falt bis zu 3 Prozent der Fläche steigern kann. Flg ' 2 * 

Überdies ist auch zwischen der auf die Karte projizierten Fläche 
und der wahren Oberfläche zu unterscheiden. Dies wird sofort 
klar aus Fig. 2, die ein schematisches Gebirgsprisma darstellt. Auf 
der Karte erscheint nur die Grundfläche ab de und nur ihr Areal 
wird ermittelt, die wahre Oberfläche ist aber acfd + bcfe. Dieser 
Unterschied verschwindet nur auf völlig horizontalen Flächen und 
nimmt mit dem Böschungswinkel zu, so daß er in Gebirgsländern 
einen ziemlich hohen Wert erreicht. Für ein Gebirge vom Typus 
des Böhmerwaldes hat z. B. Benes u berechnet, daß die wahre Ober- 
fläche um 3,8 Prozent größer ist als die projizierte. 

Literaturnachweise. } Svantb Arrhenius, Das Werden der Welten; 
Leipzig 1907. Alb. Gockel, Schöpfungsgeschichtliche Theorien; Köln a. Rh. 
1907; ''gute Übersicht. — 2 Jon. Friedel in PetermaxxV Mitteilungen. 1905, 



8 Der Erdkörper und die Grundzüge seiner Oberflächongestaltun« 



S. 43. — 3 Th. C. Chamberlin u. R. D. Salisbury, Geology, New York 1906, 
Bd. II. — 4 H. L. Fairchild im American Geologist, 1904, Bd. XXXIII, 
S. 94. — 5 K. E. A. Hoff, Geschichte der durch die Überlieferung nachgewiesenen 

natürlichen Veränderungen der Erdoberfläche. Gotha 1822—40. — 6 Ch. Lyell, 
Principles of Geology, London 1830—33. 12. Aufl. 1876. — 7 Ch. Darwin, The 
Origin of Species, London 1859. Letzte deutsche Ausgabe von Carus, Stutt- 
gart 1883. — 8 J. le Conte, Critical Periods in the Histoiy of the Earth, im 
Bulletin of the Department of Geology of the University of California, Bd. I, 
1895. — 9 Hauptwerk F. E. Helmert, Die mathematischen und physikalischen 
Theorien der höheren Geodäsie, Berlin 1880—84. S. Günther, Handbuch der 
mathematischen Geographie, Stuttgart 1890. Der beste Leitfaden für mathe- 
matische Geographie, den wir besitzen, ist H. Wagner's Lehrbuch der Geographie, 
8. Aufl. Hannover 1908. — 10 J. B. Messerschmitt, Über den Verlauf des Geoi'ds 
auf den Kontinenten und auf den Ozeanen, in den Annalen der Hydrographie 
und marit. Meteor., 1900. — ll H. Wagner, Die Dimensionen des Erdsphäroids 
nach Bessel; in Behm's Geographischem Jahrbuch, Bd. III, 1870. — 12 F. R. Hel- 
mert in den Sitzungsberichten der Preußischen Akademie der Wissenschaften 1906, 
Bd. XXVII/XXVIII, S. 525. — 13 W. Schmiedeberg, Zur Geschichte der geo- 
graphischen Flächenmessung bis zur Erfindung des Planimeters; in der Zeit- 
schrift der Gesellschaft für Erdkunde, Berlin 1906. — 14 J. Bene§, Die wahre 
Überfläche des Böhmerwaldes, in dem Bericht des Vereins der Geographen an 
der Universität Wien, 1888. 

Die Teile des Erdkörpers. 

Wenn wir von den Dimensionen der Erde sprechen, so ver- 
stehen wir darnnter nur die des festen Erdkörpers, schließen aber 
seine gasförmige Umhüllung, die Atmosphäre, aus, obwohl diese 
ebenso einen integrierenden Bestandteil des Erdkörpers bildet, wie 
die Gesteinshülle (Lithosphäre) und der Erdkern. Die Gesteins- 
hülle tritt entweder als Festland zutage oder ist als Grund des 
Meeres und der Seen unseren Blicken entrückt, so daß wir, aus- 
gehend von den Erscheinungen der Oberfläche, von einer G est eins - 
hülle im engeren Sinne und einer Wasserhülle sprechen können. 

Der Erdkern. 1 Ob eine so scharfe Grenze, wie zwischen der 
Luft- und Gesteinshülle, auch zwischen der letzteren und dem Erd- 
kern besteht, wissen w T ir nicht, denn selbst das tiefste Bohrloch der 
Erde, das Czuchower Bohrloch in Oberschlesien, durchfuhr sie nur 
bis 2240 m Tiefe, und es ist also auch an dieser Stelle vom Erd- 
innern nur- der dreitausendste Teil des mittleren Halbmessers be- 
kannt. 

So unnahbar das Erdinnere auch der direkten Beobachtung ist, 
so sind uns doch zwei Tatsachen bekannt, die geeignet sind, etwas 
Licht über seine Beschaffenheit zu verbreiten. 

Für seine hohe Temperatur legen die Laven und heißen 
Quellen Zeugnis ab. Die schwer schmelzbaren Laven erforderten 
zu ihrer Flüssigmachung Wärmegrade bis zu 1700. Daß sich die 



Die Teile des Erdköpers 9 

Stoffe des Erdinnern in glühend-flüssigem Zustand befinden , und 
daß die Erdkruste verhältnismäßig dünn sei, war daher eine 
Annahme, die sich von selbst aufdrängte, und die mit den kirch- 
lichen Vorstellungen von der Hölle ebenso harmonierte, wie mit 
den Ansichten über die Entwicklung der Erde nach der herrschenden 
Nebulartheorie. 

Eine genauere Kenntnis von der Verteilung der Temperatur 
im Erdinnern verdanken wir aber nur den Beobachtungen bei den 
zahlreichen vertikalen und horizontalen Tiefbohrungen, die in allen 
Kulturländern zu technischen und industriellen Zwecken ausgeführt 
werden. Die Temperaturschwankungen der Oberfläche dringen nur 
bis zu einer geringen Tiefe in die Gesteinshülle ein; schon in einer 
Tiefe von etwa 1 m wird die tägliche Schwankung nicht mehr fühl- 
bar, und die jährliche erlischt je nach ihrer Größe und der Leitungs- 
fähigkeit des Gesteins in hohen Breiten in ungefähr 25, in den 
mittleren in 20 — 15 und in den Tropen wahrscheinlich schon in 
G m Tiefe. Unterhalb dieser Schicht konstanter Temperatur, x 
die etwas höher ist als die mittlere Jahrestemperatur an der Ober- 
fläche, nimmt die Temperatur in allen Jahreszeiten und 
überall mit der Tiefe zu. 

Aber die geothermische Tiefenstufe, d. h. die Tiefe, die einer 
Temperatursteigerung von 1 ° C entspricht, ist nicht überall gleich 
groß. xx Sie wird durch die Nähe vulkanischer Herde und durch che- 
mische Prozesse gesteigert, durch die abkühlende Einwirkung be- 
nachbarter Wassermassen herabgedrückt, und hängt unter sonst gleichen 
Bedingungen von der Wärmeleitungsfähigkeit des Gesteins ab. Indes 

x Dieser Ausdruck ist nicht genau, Schwankungen sind auch hier nicht 
ganz ausgeschlossen, aber sie übersteigen nicht mehr den Betrag von 0,i° C. 
x x Königsberger 2 hat eine Reihe zuverlässiger Beobachtungen nach fol- 
genden Gesichtspunkten geordnet: 

Geothermische Mittel 

Tiefenstufen 

1. Ebene, dessen Gestein nicht jungeruptiv und 
chemisch unter dem Einfluß der Atmosphärilien nicht 

veränderlich ist (23 Proben) 29 — 37,9 m 33,3 m 

2. Dieselben Bedingungen, aber Nähe einer aus- 
gedehnten Wassermasse (11 Proben) 39,8 — 130 ,, 65,3 '„ 

3. Jungeruptive Gegend (6 Proben) 11,3 — 24, i „ 16,3 „ 

4. Medien von geringer Leitungsfähigkeit, z. B. 

trockener Sand (6 Proben) 20 — 28,5 „ 24,3 „ 

5. Wärmeerzeugende Einlagen, wie Kohlen, Petro- 
leum (12 Proben) 13,9— 29,6 „ 22,i „ 

6. Erzbergwerke (2 Proben) 10 — 17,i „ 13,5 „ 

7. Bergwerke, durch Ventilation ganz abgekühlt 

(5 Probeii) 31 — 55 ., 40,2 „ 



10 



Der Erdkörper und die Grundzüge seiner Oberflächengestaltun{ 



kann man nach den bisherigen Erfahrungen als normale Tiefenstufe 
unter der Ebene 33 — 34 m betrachten. Gehen wir in den Tunneln 
von der Talsohle nach dem Innern der Berge, so wird sie größer 
So z. B. im St. Gotthardtunnel: 



Tiefe des Tunnels 
( J-eothermische Stufe 



301 558 1026 1165 m 
24,o 42,3 51,8 52,5 „ 

Die Flächen gleicher Erdwärme (Geoisothermen) wiederholen also 
die Konturen der Oberfläche, indem sie im Innern der Gebirge an- 
steigen, aber unter einem flacheren Winkel als die Böschungen. Die 
Erfahrungen im Simplontunnel haben uns auch über die abkühlende 



Ho ssA\-ald 



rorchetta 



Amomciei 



Valle 



.Jselle 




Fig. 3. Die Geoisothermen des Simplontunnels nach Schakdt. 



Wirkung geneigter Schichtenstellung und des Bodenwassers aufgeklärt. 
Die höchste Temperatur liegt dort nicht unter den höchsten Gipfeln, 
sondern nördlich davon, wo die flache Schichtenlagerung die Wärme- 
leitungsfähigkeit verringert, und die großen Einbuchtungen der Iso- 
thermen unter Valle sind nicht durch das Relief, sondern durch die 
starke Wasserzirkulation bedingt. Die hohe Gesteinstemperatur in 
diesem Tunnel stellte sogar seine Ausführung in Zweifel, da der 
menschliche Körper trockene Wärme nur bis 50° und feuchte nur 
bis 40° längere Zeit ertragen kann. Nur die Anwendung kompri- 
mierter Luft, die sich bei der Ausdehnung stark abkühlt, hat über 
diese Schwierigkeit hinweggeholfen. 

Es kann ferner keinem Zweifel unterliegen, daß im Innern der 
großen Massenerhebungen der Gesteinshülle, die wir Kontinente 
nennen, die Isothermenflächen in ähnlicher Weise ansteigen, wie im 
Innern der Gebirge. So fand z. B. die „Challenger"-Expedition im 
südatlantischen Ozean in 4160 m Tiefe Wasser von nur 1°, während, 
wie wir annehmen müssen, unter dem afrikanischen Boden in gleicher 
Tiefe bereits eine Temperatur von ungefähr 150° herrscht. 

Da aber die geothermischen Tiefenstufen unter den Erhebungen 
größer sind, als unter der Ebene, so muß allmählich ein Ausgleich 
erfolgen, indem die Geoisothermen, wie Fig. 4 versinnlicht, mit zu- 
nehmender Tiefe immer flacher werden, und dieser Ausgleich muß 



Die Teile des Erdkörpers 



11 




Fig. 4. Geoisothermen. 



sich um so schneller vollziehen, je größer der Unterschied der Tiefen- 
stufen ist. Nehmen wir an, unter dem Gipfel eines 2000 m hohen 
Berges (Jahrestemperatur 0°) betrage 
die geothermische Tiefenstufe 52,5, 
unter der Ebene (Jahrestemperatur 
10°)a Der34m ? so ist bereits in 2700 m 
unter dem Niveau der Ebene die 
Temperatur überall gleich, und 
man darf annehmen, daß von da 
an keine weitere Störung im gleich- 
mäßigen Verlauf der Geoisothermen 
eintritt, und die geothermische Tiefenstufe nicht mehr von den Eelief- 
verhältnissen der Erdoberfläche beeinflußt wird. x 

Daß die Temperaturzunahme auch über die unserer Messung 
zugängliche Zone hinabreicht, ist gewiß, aber bis zu welchen Tiefen 
und nach welchen Gesetzen, ist unsicher. Haben diejenigen recht, 
die annehmen, daß die Erde eine sich durch Wärmeleitung und Wärme- 
ausstrahlung abkühlende Kugel ist, dann müssen die geothermischen 
Tiefenstufen gegen den Mittelpunkt zu immer größer werden. Fourier's 
Rechnung und Bischof's Experiment mit einer Basaltkugel führen 
zu dem nämlichen Schlüsse. Letztere zeigte 48 Stunden nach dem 
Gusse folgende Temperaturen: 



x Nachstehende Tabelle gibt die Vorstellungen Woeikow's 3 von der Ver- 
teilung der Bodentemperaturen in verschiedenen Teilen der Erde im Vergleich 
zur Luft- und Meerestemperatur und unter der Annahme einer gleichmäßigen 
Temperatur von 530° in 20 000 m Tiefe wieder (Meerestemperaturen kursiv, 
Bodentemperaturen fett) : 



Höhen über (+) 

und Tiefen unter 

dem Meeresniveau 

( — ) in m 


Polarland 
300 m hoch 


Tropische 

Wüste 
300 m hoch 


Tropisches 

Plateau 
4000 in hoch 


Äquatorialer 
Ozean 


+ 5000 


— 




- 2,7 


— 


-f 4000 
+ 1200 


-19,2 


23,i 


r 4,5 

\ 6,5 

67,5 


20,5 


+ 300 


l -12,5 


28,5 | 
33,5 J 


— 


— 





.-** 


40,8 


93,7 


{26,5 

[27,5 


. - 1000 


— 


— 


— 


6,5 


- 5000 


129,9 


163,3 


202,7 


2,0 


- 8000 


210,8 


236,8 


268,i 


ho 


- 9000 


237,7 


261,2 


289,4 


45,1 


-20000 


530 


530 


530 


530 



12 Der Erdkörper und die Grundzüge seiner Oberflächengestaltung 

Entfernung vom Mittelpunkte 4,6" 6,75" 9" 

Temperatur 192,5° 170,o° 165,3° 137,5° 

Thermische Stufe 0,200" 0,i64" 0,120". 

Nehmen wir an, die Temperatur steige bis zum Erdmittelpunkt. 
Welchen Aggregatzustand haben wir dann im Erdinnern zu er- 
warten? 

Beachten wir, daß das Erdinnere sich auch unter dem Einflüsse 
des nach der Tiefe steigenden Druckes befindet. Die Temperatur 
verflüssigt, der Druck verfestigt, oder mit anderen Worten: der 
Schmelzpunkt (d. h. die Temperatur, bei der Schmelzung eintritt) 
rückt mit zunehmendem Druck in die Höhe. Es könnte also immerhin 
auch unter der obigen Annahme an ein festes Erdinnere gedacht 
werden. Aber aus den neuen Experimenten von Tammann 4 geht 
hervor, daß jenes Gesetz nur beschränkte Geltung hat. Der Schmelz- 
punkt steigt langsamer als der Druck, und bei einem gewissen Druck, 
der für verschiedene Körper verschieden ist, tritt sogar eine Wen- 
dung ein, d. h. der Schmelzpunkt sinkt nun mit zunehmendem Druck. 
Es kann also trotz des gewaltigen Druckes der auflagernden Massen 
der Erdkern flüssig bleiben, ja es ist sogar denkbar, daß sich eine 
feste Zone zwischen zwei flüssigen einschiebt. 

Ferner ergab sich aus den Untersuchungen von A. Kitter, daß 
eine Reihe von Körpern — und es läßt sich auch von den andern 
annehmen — oberhalb einer für jeden Körper bestimmten, sogenannten 
kritischen Temperatur nur mehr als Gase existieren und durch keinen 
noch so hohen Druck in einen andern Aggregatzustand übergeführt 
werden können. Nimmt man eine stetige Zunahme der Temperatur 
nach dem Erdmittelpunkt an, so sind im Innern unseres Planeten 
10000 bis 20 000° nicht unwahrscheinlich; jedenfalls müssen hier 
sämtliche Körper die kritische Temperatur weit überschritten haben, 
und ZöPPßiTZ 5 leitete daraus in folgerichtiger Weise die Hypothese 
ab, daß sich das Erdinnere in gasförmigem Zustand befinde. 
Günther 6 hat diese Hypothese weiter entwickelt, indem er den 
Satz aufstellte, daß der Erdkörper alle Aggregatzustände in 
ganz allmählichen Übergängen in sich vereinige. Die feste 
Erdkruste geht in eine plastische Zone, diese in eine zähflüssige, 
diese in eine flüssige, diese endlich in einen gasförmigen Kern über. 
Aber auch der letztere erscheint in diesem System noch zweigeteilt. 
Die äußere Zone nehmen Gase ein, die ihre Individualität noch bei- 
behalten haben (Günther's Zone der „gemischten" Gase); im innersten 
Kerne ist aber der molekulare Zusammenhang in Atome aufgelöst, 
und an die Stelle der „gemischten" treten die einatomigen Gase. 
Auch der schwedische Physiker Arrheniüs 7 bekennt sich zu dieser 



Die Teile des Erdkörpers # 13 



Lehre. Er gibt der festen Erdkruste eine Dicke von etwa 40 km 
und der feurig-flüssigen Masse oder dem Magma eine solche von 
100-200 km, so daß von dem Gesamtdurchmesser der Erde (12 740 km) 
nicht weniger als ungefähr 12200 km auf den Gaskern x entfallen 
(s. Figo). ' 

Die Einwürfe, die gegen die Annahme eines flüssigen oder gar 
gasförmigen Erdkerns von Astronomen und Physikern erhoben worden 
sind, gründen sich darauf, daß sich die Erde als Ganzes gegenüber 
den kosmischen Kräften wie ein fester Körper verhält. 8 Besonders 
deutlich lehrt uns dies das Flutphänomen. Schon die englischen 
Forscher Thomson und G. Darwin 9 haben darauf hingewiesen, daß 
jene Bewegungen des Meeres, die unter dem Namen Ebbe und Flut 
allgemein bekannt sind, nicht zustande kommen könnten, wenn das 
Erdinnere flüssig und die Kruste dünn wäre, denn dann müßte sich 
auch die Kruste heben und senken, also Land und Wasser, und 
wir werden die Gezeiten ebensowenig wahrnehmen, wie die Bewegung 
der Erde. Da aber das Wasser sich erfahrungsgemäß anders ver^ 
hält, als die Kruste, so müsse die Erde mindestens den Starrheits- 
grad des Stahles besitzen. Das ist durch die neuesten Unter- 
suchungen Hecker's 10 vollauf bestätigt worden. Auch die feste Erde 
verändert unter dem Einfluß von Mond und Sonne ihre Form, ist 
also nicht absolut starr, aber auch nicht nachgiebiger als eine Stahl- 
kugel von gleicher Größe. Um trotzdem den Gaskern zu retten, 
schreibt ihm Arrhenius die Eigenschaften fester Körper zu; die 
Gasmoleküle haben unter dem Druck ihre Bewegungsfähigkeit ein- 
gebüßt und erlangen sie erst wieder, wenn der Druck nachgibt. 
Darin liegt ein schwer zu beseitigender Widerspruch. 

In neuester Zeit rücken die Physiker die Dichteverhältnisse 
der Erde in den Vordergrund ihrer theoretischen Erwägungen. 
Die mittlere Dichte der Erde 11 beträgt nach den zuverlässigsten 
Untersuchungen (von Bichärz und Krigar-Menzel) 5,5 d. h. die 
Erde ist 5,5 mal schwerer als eine gleich große Wasserkugel. Da 
die Gesteine, die sich hauptsächlich an der Zusammensetzung der 
Erdoberfläche beteiligen, nur ein spezifisches Gewicht von 2,6 bis 
2,8 besitzen, so muß die Dichte des Erdkerns beträchtlich über dem 
Mittelwert liegen, und Suess hat ihn daher mit Kecht die Bary- 
sphäre (ßaovg = schwer) genannt. 

Wie haben wir uns nun die stoffliche Beschaffenheit des Erd- 
innern zu denken? Nur zwei Annahmen sind möglich. Entweder' 



x Milne nennt den problematischen Erdkern Gre'ite (nicht zu verwechseln 
mit Geol'd, das nur die Form des Erdkörpers bezeichnet). 



14 



Der Erdkörper, und die Grundzüge seiner Oberflächengestaltung 



besteht die ganze Erde aus denselben Stoffen wie die Oberfläche, 
und dann ist die größere Dichte des Kerns lediglich eine Funktion 
des Druckes. Man hat berechnet, daß in diesem Fall die Dichte 
von ungefähr 2,7 an der Oberfläche bis 11 im Mittelpunkt steigt; die 
Körper müßten also erheblich mehr zusammendrückbar sein, als 
sich mit unsern, allerdings lückenhaften Anschauungen von dem mole- 
kularen Bau der Materie verträgt. Oder — und dies ist die zweite mög- 
liche Annahme — Erdkruste und Erdkern sind chemisch verschieden. 
Wiechert 12 denkt sich eine Metallkugel von ungefähr 10 000 km 

Durchmesser und von 8 bis 8,u 
Dichte, entsprechend dem kompri- 
mierten Nickeleisen, von einem 
etwa 1500 km dicken Steinmantel 
von der mittleren Dichte von 3 — 3,4 










m n 

fest flüssig gas förmig 

oder 

plastisch 

Fig. 5. 
Das Erdinnere nach den beiden wich- 
tigsten Hypothesen der Gegenwart. 



umschlossen. Eine solche Erde 
wäre nur ein größeres Abbild 
eines Meteoriten, der ebenfalls aus 
Stein und Eisen besteht. Eine 
Stütze findet Wiechert in den 
instrumentellen Erdbebenbeobach- 
tungen. Die elastischen Wellen, 
die als Vorboten eines fernen Be- 
bens das Pendel der Beobachtungs- 
station in Bewegung setzen, 
nehmen — wie wir später erörtern 
werden — ihren Weg durch das 
Innere der Erde, und man hat 
aus den Variationen der Ge- 



schwindigkeit in verschiedenen 
Teilen des Schüttergebiets berechnet, daß sie bis zu einer Tiefe von 
1521 km (nach Benndorf aber bis zu einer noch größeren Tiefe) stetig 
zunimmt, dann aber nahezu konstant bleibt. x Anderseits hat Arrhenius 
aus ihrer geringen Intensität geschlossen, daß der Erdkern nicht 
fest sein könne, denn nur die beträchtliche innere Keibung, die 
Flüssigkeiten und Gasen bei hohem Druck und hoher Temperatur 
eigen ist, erkläre die außerordentliche Abschwächung des Stoßes. 
Nun schließt aber die Annahme einer überkritischen Temperatur im 
Erdinnern die Annahme eines Eisenkerns aus. Im ersten Fall konnten 



x Es muß übrigens hervorgehoben werden, daß die nach ähnlichen Me- 
thoden gefundenen Rechnungsergebnisse von Oldham und Bateman sehr erheblich 
von den WlECHEBT'scheii abweichen. Von einem völlig gesicherten Resultat 
kann also noch nicht gesprochen werden. 



Die Teile des Erdkörpers 15 



sich die Stoffe nicht nach ihrem Gewicht scheiden, weil in allen 
sich berührenden Gasen Diffusion eintreten muß, die Mischung zur 
Folge hat. In der Tat erkennen die Verfechter des Eisenkerns dem 
Erdinnern nur eine Temperatur von etwa 3000 bis 4000° zu. Das 
Gesetz der Isostasie, von dem wir sogleich sprechen werden, und 
die geologischen Tatsachen nötigen sie aber doch, zwischen dem festen 
Metallkern und der festen Erdkruste eine flüssige oder wenigstens 
plastische Magmaschicht einzuschieben, so daß der Steinmantel 
nun aus zwei Teilen besteht: einer festen Kruste von 100 — 200 km 
und einer Magmaschicht von 1300 — 1400 km Dicke. 

Die Erdkruste. x 'Soweit die Erdkruste der unmittelbaren Be- 
obachtung zugänglich ist, besteht sie aus Gesteinen, die sich aus 
mehreren Mineralien zusammensetzen; nur wenige, wie Quarzfels, 
Schwefel, Graphit und einige andere, sind einfache Gesteine. Die 
Unterlage scheinen überall Gneis und kristallinische Schiefer 
zu bilden, doch treten sie auch an vielen Stellen auf weite Er- 
streckungen zutage. Darauf ruhen mit wechselnder Mächtigkeit die 
geschichteten oder Sedimentgesteine, von denen Schiefer, Kalk- 
steine, Dolomite, Sandsteine und Konglomerate die verbreitetsten sind. 
Eruptive Massengesteine durchbrechen vielfach die kristallinische 
Grundmauer, wie den sedimentären Oberbau. 13 

Über die Massenverteilung in der Lithosphäre geben uns die 
Messungen der Schwerkraft ebenso exakten Aufschluß, wie über die 
Erdgestalt (s. S. 4). 14 Es läßt sich für jede Breite die normale 
Schwerkraft berechnen, und die Abweichung von den gemessenen 
Schwerkräften gibt uns einen Anhaltspunkt für die Berechnung der 
Störungsgrößen. Voraussetzung ist, daß der schweremindernde Ein- 
fluß der Seehöhe durch die Keduktion auf das Meeresniveau be- 
seitigt wird. Man sollte nun erwarten, daß die Schwere auf den 
Bergen größer ist, als in der Ebene, denn dort wirkt die Anziehung 
einer größern Masse; wenn sie aber trotzdem normal ist, so muß 
der Einfluß der größern Masse durch deren lockeres Gefüge ausgeglichen 
werden. Schon 1869 hatte J. H. Peatt auf Grund der Beobachtungen 
in Indien den Satz aufgestellt, daß sich die Erhebungen der Erd- 
kruste, die Kontinente und Gebirge, durch geringere, die 
großen Vertiefungen aber, die den Boden der Meere bilden, 
durch höhere Dichte auszeichnen, daß also zwischen beiden 
Gleichgewicht oder Isostasie bestehe. Seit den 80er Jahren haben 



x Die Bezeichnung Erdkruste bringt in deutlicherer Weise als die Erd- 
rinde zum Ausdruck, daß die darunter befindliche Magmaschicht von lockererer 
Beschaffenheit ist, was — wie wir gesehen haben — auch von den Anhängern 
der Lehre Vom Festkern zugestanden wird. 



16 Der Erdkörper und die Grundzüge seiner Oberflächengestaltung 

diese Untersuchungen einen mächtigen Aufschwung genommen, be- 
sonders seit v. Sterneck ein bequem zu handhabendes Halbsekunden- 
pendel konstruiert hatte, und sie haben im großen und ganzen die 
PfiATT'sche Eegel für die Gebirge bestätigt. Lokale Ausnahmen sind 
jedoch nicht selten, wie z. B. der Harz, der übernormal, oder der 
Thüringer Wald, der unternormal ist, und manche Tieflandstrecken 
zeigen einen Überschuß an Schwere, so daß hier dichtere Massen 
unter dem Erdboden angenommen w r erden müssen. Ja die positive 
Anomalie verbreitet sich auch über ausgedehnte Gebiete. Für das 
Meer mußte man sich lange Zeit mit Pendelmessungen auf kleinen 
ozeanischen Inseln begnügen^ wo die Schwere durch die dichten vul- 
kanischen Gesteine überhöht wird, erst die Framexpedition (1893 
bis 96) gab Gelegenheit, solche Messungen im Polareis vorzunehmen. 
Auf dem beweglichen Schiff ist aber das Pendel nicht zu gebrauchen, 
und es mußte erst eine neue Methode ersonnen werden, ehe Hecker 
seine epochemachenden Beobachtungen auf dem Atlantischen (1901) 
und dem Indischen und Pazifischen Ozean (1904 — 05) ausführen 
konnte. Seine Methode beruht darauf, daß die Luftdruckmessungen 
mittels des Quecksilberbarometers und des Siedethermometers ver- 
schiedene Werte ergeben, da nur das erstere unter dem Einfluß der 
Schwerkraft steht, so daß die Differenz der Luftdrucke zur Er- 
mittlung der Schwere führt. Das Ergebnis ist folgendes: im Innern 
der Kontinente ist die Schwere normal, an den Küsten und in der 
sich daran schließenden Flachsee (Tiefe bis 200 m) ist sie übernormal, 
weiter draußen, wo die Tiefsee beginnt, unternormal, und über 
den tiefen Meeresbecken selbst wieder normal. Daß diese Becken 
mit einer Wassermasse angefüllt sind, die beträchtlich leichter ist 
als die das Land aufbauenden Gesteine, bleibt also ohne Einfluß, 
weil der Unterschied dadurch ausgeglichen wird, daß die Becken 
selbst aus dichtem Stoffen bestehen, als die Kontinente. Damit ist 
das PRATT'sche Gesetz der Isostasie für die ganze Erde er- 
wiesen. Freilich gibt es auch im Meere Störungszonen; im Bereich 
des 9000 m tiefen Tongagrabens z. B. herrscht Massendefekt, auf 
dem anstoßenden, 3000 m tiefen Tongaplateau aber Massenüberschuß. 
Zwischen Hoch und Tief bestehen also betreffs des spezifischen Ge- 
wichts ebenso Gegensätze, wie betreffs der Temperatur, und es ist wohl 
möglich, daß zwischen Dichte und Temperatur ein innerer Zusammen- 
hang vorhanden ist. Die Temperaturbeobachtungen haben uns auf 
dem Wege der Extrapolation zu der Annahme geführt, daß sich der 
thermische Gegensatz nach der Tiefe zu verflacht und endlich aus- 
gleicht, und ebenso wird angenommen, daß in der Tiefe von ungefähr 
100 km die Dichteunterschiede verschwinden. Diese sogenannten 



Die Teile des Erdkörpers 17 



„Ausgleichsfläche" liegt also vielleicht schon in der Magmazone. 
Die Existenz einer solchen Zone ist eine Forderung, die sich aus 
der Isostasie ergibt. Die Geologie erzählt uns von gewaltigen Massen- 
umlagerungen, die sich in vergangenen Zeiträumen vollzogen haben, 
indem die Zerstörungsprodukte des Festlandes in das Meer hinaus- 
getragen wurden — ein Vorgang, den wir noch heute beobachten 
können. Wenn trotzdem das Gleichgewicht im großen und ganzen 
gewahrt blieb und bleibt, so müssen in der Tiefe Massenumlage- 
rungen im entgegengesetzten Sinne vor sich gehen und die Materie 
muß dort eine größere Bewegungsfähigkeit besitzen. Die 1200 — 3700 m 
mächtigen mesozoischen und tertiären Ablagerungen im westlichen 
Hochland von Nordamerika haben, wie sich aus der Gesteinsbeschaffen- 
heit und den organischen Einschlüssen ergibt, nicht allmählich ein 
tiefes Meeresbecken ausgefüllt, sondern sind alle, die tiefsten wie 
die höchsten, im seichten Wasser entstanden. Der Boden dieses 
Wassers hat sich also allmählich unter der sich auftürmenden Last 
gesenkt, und dies ist nicht anders denkbar, als wenn die feste 
Lithosphäre auf einer flüssigen oder wenigstens plastischen Unterlage 
gewissermaßen schwimmt. 

Literaturnachweise. * Herm. Thiene, Temperatur und Zustand des 
Erdinnern; Jena 1907; ein historischer Überblick über die darauf bezüglichen 
Theorien. — 2 Joh. Köxigsberger im Zentralblatt für Mineralogie usw. 1907, 
8. 673. — 3 A. Woeikow in der Meteorologischen Zeitschrift 1905, S. 50 u. 399. — 
4 Gr. Tammann, Kristallisieren und Schmelzen-, Leipzig 1903. — 5 K. Zöppkitz 
in den Verhandlungen des I. Deutschen Geographentages, Berlin 1882, S. 15. — 
8 S. Günthek, Entwicklung der Lehre vom gasförmigen Zustand des Erdinnern 
im XIV. Jahrsbericht der Geographischen Gesellschaft in München 1892. Eine 
sehr anschauliche bildliche Darstellung dieser Hypothese nach Woldrich s. 
Globus, 1899, Bd. LXXVI, S. 175. — 7 S. Arrhenius, Zur Physik des Vulkanis- 
mus in den Verhandl. d. Geol. Ges. in Stockholm, 1900. — s Vgl. H. Benndorf, 
Über die physikalische Beschaffenheit des Erdinnern, in den Mitteilungen 
der Geologischen Gesellschaft, Wien 1908, Bd. I. — 9 Die Arbeiten von 
W. Thomson (Lord Kelvin) und G. Darwin sind nur dem gewiegten Mathematiker 
verständlich, einen elementaren Beweis für die Starrheit der Erde versuchte 
G. F. Becker im American Journal of Science, 1890, Bd. XXXIX, S. 336. — 
10 O. Hecker, Beobachtungen an Horizontalpendeln über die Deformationen des 
Erdkörpers unter dem Einfluß von Sonne und Mond; Berlin 1907. — n Einen 
guten Überblick über die verschiedenen „Methoden zur Bestimmung der mitt- 
leren Dichtigkeit der Erde" gibt unter diesem Titel E. Wawrzik in der wissen- 
schaftlichen Beilage zum Jahresbericht des Gymnasiums zu Oppeln, 1898. — 
12 E. Wiechert, Über die Massenverteilung im Innern der Erde, in den Nach- 
richten der Gesellschaft der Wissenschaften zu Göttingen, Math.-phys. Klasse, 
1897; Über Erdbebenwellen, ebenda 1907; Was wissen wir von der Erde unter 
uns? Populäre Darstellung in der Deutschen Rundschau, Berlin 1907, 
Bd. XXXIII. — 13 F. Löwl, Die gebirgsbildenden Felsarten, Stuttgart 1893 (ein 
vortreffliches , aber elementares Hilfsbüchlein) , E. Weinschenk, Grundzüge 
der Gesteinskunde, 2. Aufl. ; 1906—07. — u O. Hecker, Die Sehwerebestim- 
Supas, Physische Erdkunde. 5. Aufl. . 2 



18 Der Erdkörper und die Grundzüge seiner Oberflächengestaltung 

rnung an der Erdoberfläche n. s. w., in der Zeitschrift der Gesellschaft für Erd- 
kunde. Berlin 1908. 

Die Energiequellen. 

Die Veränderungen, denen die Erdoberfläche seit dem Beginn 
ihrer Geschichte fortwährend unterliegt, lassen sich unmittelbar oder 
mittelbar auf vier Energiequellen zurückführen: auf die Erdwärme, 
die Sonnenwärme , die Drehung der Erde und die Anziehungskraft 
von Sonne und Mond. Wenn die Schwerkraft hier nicht besonders 
genannt wird, so erklärt es sich daraus, daß sie zunächst nur 
potentielle Energie ist und erst durch die anderen primären Energie- 
quellen in kinetische Energie umgewandelt wird. Sie würde fort- 
bestehen, auch wenn alle Bewegung auf Erden erlöschen würde. 

Hier handelt es sich nur darum, das Gewebe von Ursachen 
und direkten und indirekten Wirkungen, die das Erdenleben aus- 
machen, in seinen Grundzügen darzulegen und damit das Verständnis 
der nachfolgenden Betrachtungen anzubahnen. 

Die Wirkungen der unterirdischen Kräfte. Wenn wir als erste 
Energiequelle die Eigenwärme der Erde genannt haben, so ist 
dies so zu verstehen, daß ein völlig erkalteter Körper nicht mehr 
imstande wäre, aus eigener Kraft Veränderungen an der Oberfläche 
hervorzurufend Solche Veränderungen haben sich aber im Laufe 
der geologischen Zeiträume wiederholt ereignet und ereignen sich 
noch fortwährend. Ihnen verdanken wir in erster Linie die ab- 
wechslungsreichen Formen der Landoberfläche und höchstwahr- 
scheinlich auch den Gegensatz von Land und Meer. 

Die meisten Schichten, welche die Oberfläche des Festlandes 
zusammensetzen, sind ursprünglich auf dem Boden des Meeres hori- 
zontal oder mit sehr sanfter Neigung abgelagert worden. Es gibt 
zwar Ausnahmen, wo schon die ursprüngliche Lagerung unter einem 
größeren Winkel erfolgte, aber sie treten in der Kegel nur in örtlich 
beschränkter Weise auf. Wo immer nun ehemaliger Meeresboden 
in Festland umgewandelt wurde, oder wo das Meer erobernd über 
weite Flächen in das Land eindrang, oder wo die Schichten in ihrer 
ursprünglichen Lagerung oder in ihrem Zusammenhang gestört 
wurden, muß eine Niveauveränderung angenommen werden. Aus- 
gehend von den Erscheinungen auf dem Lande können wir aktive 
und passive Niveauveränderungen unterscheiden. Im ersteren Falle 



x In letzter Zeit sind ein paar mißglückte Versuche gemacht worden, die 
Eigenwärme der Erde zu eliminieren und auch die geologischen Prozesse auf 
die Sounenwärme zurückzuführen. 1 



Die Energiequellen 19 



ist es der betreffende Landesteil, der seine Entfernung vom Erd- 
mittelpunkt verändert hat. Da es sich dabei immer nur um begrenzte 
Gebiete handelt, so können wir uns einen solchen Vorgang nicht 
ohne Schichtenstörungen öder Dislokationen denken. Es treten 
Verbiegungen mit großer Spannweite oder Faltung ein, oder die 
Schichten werden durch Brüche in Schollen zerlegt, und diese 
werden in horizontaler (Verschiebung) oder vertikaler Richtung 
(Verwerfung) gegeneinander verschoben. Alle diese Veränderungen 
liegen klar zutage. Daneben gibt es aber auch solche, die anscheinend 
mit Dislokationen nicht in Verbindung stehen. Vorausgesetzt, daß 
hier der Schein nicht trügt, können wir solche Niveauveränderungen 
nur auf Bewegungen des Meeresspiegels zurückführen, und wir 
nennen sie daher passive. Verschiebungen der "Wassermasse könnten 
nur infolge von Gestaltveränderungen des Erdkörpers oder größeren 
Polschwankungen eintreten, und von derartigen Vorgängen, die wohl 
oft theoretisch erwogen werden, haben wir keine unmittelbare Kunde; 
wohl aber sind Anzeichen vorhanden, daß auch der Boden des Meeres 
in bezug auf seine Entfernung vom Erdmittelpunkt nicht konstant 
bleibt. Verschiedene Bodenproben zeigen deutliche Schichtung, und 
solche beruht stets auf Unterbrechung oder Veränderung des Sediment- 
absatzes. Einige dieser Vorkommnisse mögen sich aus klimatischen 
Ursachen erklären lassen, wie Philippi 2 meint, aber selbst dieser vor- 
sichtige Forscher kann nicht umhin zuzugestehen, daß der wechselnde 
Kalkgehalt der Bodenproben aus dem atlantischen Romanchetief auf 
vertikale Bodenbewegungen hindeute. Suess hat diese marinen Boden- 
bewegungen eustatische genannt; sie äußern sich auf dem Lande 
stets im entgegengesetzten Sinne: Hebung des Meeresbodens bewirkt 
scheinbare Senkung des Landes, Senkung des Meeresbodens bewirkt 
scheinbare Hebung des Landes. Da das Meer eine geographische Einheit 
bildet, so haben diese Wirkungen stets eine universelle Verbreitung. 

Eine andere Äußerung der unterirdischen Kräfte sind die vul- 
kanischen Ausbrüche. Dagegen fassen wir die Erdbeben jetzt 
nicht mehr als ein selbständiges Phänomen auf, sondern nur als 
eine Begleiterscheinung des Vulkanismus und der Bodenbewegungen. 

Die solaren Wirkungen. Für die Gestaltung der Oberfläche ist 
aber die Erdwärme nicht der einzige Faktor. Die Sonnenwärme 
tritt ihr als zweite Energiequelle ebenbürtig an die Seite. Ja auch 
das organische Leben ist im Grunde genommen nichts anderes als 
umgewandelte Sonnenwärme. 

Abgesehen von der Pflanzendecke wirkt die zugeführte Sonnen- 
wärme auf jeden Punkt der Landoberfläche zerstörend, und dieser 
Einfluß wird wesentlich erhöht durch ihre periodischen Schwankungen, 



20 Der Erdkörper und die Grundzüge seiner Oberflächengestaltung 

zunächst durch die thermischen Gegensätze von Tag und Nacht, 
Sommer und Winter. Allerdings beruht der Verwitterungsprozeß 
zunächst nur auf der chemischen Einwirkung der Lufthülle auf das 
Gestein, und er würde nicht sofort zum Stillstand gebracht werden, 
wenn die Sonne plötzlich erlöschte. Nicht sofort, aber doch schon 
bald. Die Lockerung des Gesteins durch die Temperaturunterschiede 
würde aufhören, und das Wasser würde seinen Kreislauf einstellen. 

Dazu kommt aber noch die ungleiche Verteilung der Temperatur. 
Sie setzt das Luftmeer in ununterbrochene Bewegung, es entstehen 
die Winde. 

Die Winde erzeugen wieder zweierlei Bewegungen innerhalb der 
Wasserhülle: Wellen und Strömungen. Das bewegte Meer zer- 
stört die Küsten, und das Zerstörungsprodukt wird entweder im 
Meer abgelagert oder an anderen Stellen zur Vergrößerung des 
Landes verwendet. Auf dem Lande bewirkt der Wind direkt eine 
ümlagerung des losen Materials, wodurch er unter Umständen auch 
indirekt an der Abtragung des Gesteins mitarbeitet; eine noch ein- 
greifendere Rolle spielt er als Verbreiter des Wasserdampfes. 

Alles Wasser verdunstet unter dem Einfluß der Sonnenwärme, 
am meisten natürlich das Meer. In die Höhe geführt, verdichtet 
sich der Wasserdampf wieder und kehrt als Regen oder Schnee 
zur Erde zurück. Das Wasser dringt zum Teil in den Erdboden 
ein und fördert und unterhält den Verwitterungsprozeß; zum Teil 
fließt es oberflächlich ab, schafft Täler durch seine eigene zerstörende 
Kraft und durch die Fortführung fremder Zerstörungsprodukte, und 
entledigt sich an anderen Stellen dieser fremden Stoffe wieder, durch 
die es das Land erhöht oder auf Kosten des Meeres und der Seen 
vergrößert. In großen Höhen und unter polaren Breiten tritt das 
Wasser vorwiegend in der festen Form, als Eis auf, aber auch 
dieses wirkt, wenn auch in etwas anderer Weise wie das Wasser, 
zerstörend und neuschaffend. 

Wenn wir also die geologische Tätigkeit der Sonnenwärme, die 
ebenfalls periodischen Schwankungen, wie die Wärme selbst, unter- 
liegt, noch einmal überblicken, so haben wir zu unterscheiden: 

1. Förderung des Verwitterungsprozesses; 

2. Wirkungen des Windes; 

3. Wirkungen des Wassers, und zwar 

a) des Meeres und der Seen, 

b) des fließenden Wassers; 

4. Wirkungen des Eises, und zwar 

a) des Meereises, 

b) des Landeises. 



Die Energiequellen 21 



Jede dieser Wirkungen ist zugleich zerstörend und schaffend; 
beide Seiten ergänzen sich notwendigerweise, denn ebensowenig, wie 
aus dem Nichts ein Etwas, kann aus dem Etwas ein Nichts werden. 
Aber die äußere Erscheinungsform ändert sich. Lapparent 3 schätzt 
das durchschnittliche jährliche Ergebnis der kontinentalen Zerstörung 
auf 10,43, das der marinen auf 0,30 und das der chemischen auf 
4,92 cbkm, die gesamte jährliche Abtragung also auf rund 16 cbkm. 
Um soviel verliert das Land und gewinnt das Meer; das erstere wird 
um 7 iio mm erniedrigt, der Spiegel des letzteren um 0,044 mm er- 
höht; die Höhe des Landes, die wir ja vom Meeresniveau aus rechnen, 
nimmt also jährlich um 0,110 + 0,044 = 0,154 mm, oder in ungefähr 
6500 Jahren um 1 m ab. Die Sonnenwärme wirkt somit der Erd- 
wärme entgegen; die Erhöhungen und Vertiefungen, die die unter- 
irdischen Kräfte schaffen, werden durch die Oberflächenkräfte wieder 
ausgeglichen. Aber diese Umlagerung von Material muß, wie aus 
dem Gesetz der Isostasie hervorgeht, selbst wieder Niveauveränderungen 
hervorrufen, indem das erleichterte Land in die Höhe steigt und der 
beschwerte Meeresboden sich senkt. 

Zu den Ablagerungen irdischen Ursprungs gesellen sich überdies 
noch kosmische Bruchstücke, von denen die Meteorsteine die be- 
kanntesten sind. Nachgewiesen ist auch eine kosmische Beimengung 
der Tiefsee- Ablagerungen in Gestalt von braungelben Körnchen von 
1 / 2 mm mittlerem Durchmesser (Bronzitchondrite) und Kügelchen von 
Magneteisen; 4 dagegen ist es unwahrscheinlich, daß kosmischer Staub 
in genügenden Mengen auf die Erde gelangt, um, wie Nordenskiöld 5 
meinte, unseren Planeten im Laufe geologischer Zeiträume merkbar 
zu vergrößern. Was beglaubigt ist, sind nur vereinzelte und örtlich 
beschränkte Fälle kosmischen Niederschlags, die auf die Entwicklung 
des Erdballs keinen nennenswerten Einfluß ausüben. 

Die Anziehung von Sonne und Mond. Durch die x^nziehungs- 
kraft von Sonne und Mond erleidet die Erde periodische Gestalt- 
veränderungen, die zunächst allerdings nur in der Ebbe und Flut 
des Meeres einen sichtbaren Ausdruck finden. Auch diese Bewegung 
wird unter Umständen ein bedeutsamer Faktor in dem Umgestaltungs- 
prozesse der Küsten. Daß auch die feste Erdkruste jener Anziehung 
unterliegt, war schon theoretisch vorauszusetzen ; aber erst mit Hilfe 
eines so empfindlichen Instrumentes, wie es das Horizontalpendel 
von Eebeue-Paschwitz 6 ist, gelang es diesem sowohl auf Tenerife, 
wie in Potsdam Bewegungen der Lotlinie nachzuweisen, die auf sehr 
geringe körperliche Gezeiten zurückzuführen sind. Hecker's 7 Be- 
obachtungen an zwei Horizontalpendeln, die fortlaufend von Dezember 
1902 bis Mai 1905 in Potsdam in einem 25 m tiefen Raum an- 



22 Der Erdkörper und die Grundzüge seiner Oberflächengestaltung 

gestellt wurden, haben die Existenz solcher Gezeiten über allen Zweifel 
erhoben. 

Die Rotation der Erde. Alle in horizontaler Richtung sich be- 
wegenden Körper werden durch die Eotation der Erde auf der nörd- 
lichen Hemisphäre nach rechts, auf der südlichen nach links abgelenkt. 8 
Die Ursache dieser Ablenkung ist zweifach; zunächst die Beibehaltung 
der absoluten Bewegungsrichtung. In Fig. 6, die einen Erdquadranten 
vorstellt, bewegt sich ein Körper in einer gewissen Zeit von a nach b, 
während er in derselben Zeit infolge der Rotation von a nach a ge- 
langt. Die Wirkung dieser Doppelbewegung ist dieselbe, als w^enn 
auf der stillstehenden Erde die Bewegung von a ausginge und parallel 
mit der ursprünglichen Richtung (a b) nach b' gerichtet wäre. Die 
dadurch hervorgerufene Ablenkung nach rechts tritt in der Zeichnung 
hervor, indem der Winkel a größer ist als a. Die Bewegungs- 
richtung ist dabei ganz gleichgültig, und es muß besonders betont 





Fig. 6. Ablenkung durch die 
Beibehaltung der absoluten 
Bewegungsrichtung. 



Fig. 7. Ablenkung durch die Bei- 
behaltung der Rotations- 
geschwindigkeit. 



werden, daß auch die äquatoriale (d. h. ostwestliche oder westöstliche) 
dieser Ablenkung unterliegt. 

Eine zweite Ursache der Ablenkung liegt in der Beibehaltung 
der Rotationsgeschwindigkeit und in dem sog. Prinzip der Erhaltung 
der Flächen (Fig. 7). Ein Körper bewege sich z. B. vom 40. zum 
50. Breitengrad, also in meridionaler Richtung nach Norden. Er 
würde von a nach b gelangen, wenn sich nicht inzwischen a nach a 
und b nach V fortbewegt hätte. Der Einfachheit wegen setzen wir 
voraus, daß die erstgenannte Ursache der Ablenkung nicht vorhanden 
sei. Wird dann der Körper in b' anlangen? Nein, denn die Ge- 
schwindigkeit des Punktes a ist größer als die von b (b:a = 1 : 1,2.), 



Die Energiequellen 23 



und 'mit dieser größeren Geschwindigkeit erreicht a den 50. Parallel. 
Gesteigert wird die Geschwindigkeit noch dadurch daß der Körper 
in .50° B. der Erdachse näher ist, also eine größere Kotations- 
geschwindigkeit besitzt, als diesem Parallel eigen ist (Prinzip der 
Erhaltung der Flächen). Er wird daher dem Punkte V vorauseilen 
und den Punkt e treffen, d. h. die aus Süd kommende Bewegung wird 
in eine aus SW kommende verwandelt. Würde sich b nach a bewegen, 
so würde es aus denselben Gründen hinter a zurückbleiben. Stets 
erhalten Bewegungen aus höhern in niederen Breiten eine westliche, 
und Bewegungen aus niederen in höhere Breiten eine östliche Kompo- 
nente. Die gesamte Ablenkung ist proportional der Geschwindig- 
keit und dem Sinus der geographischen Breite, x sie erreicht somit 
an den Polen ihr Maximum und ist am Äquator gleich Null. 

Die Ablenkung der Bewegungen erfolgt demnach im Sinne der 
Pfeile: 

Nördliche Hemisphäre. 
m >- 



K NO SO S SW W NW N 

-< <Ä 

Südliche Hemisphäre. 

Wenn auch alle horizontalen Bewegungen dieser Ablenkung 
unterliegen, so leisten ihr doch nur die Luft- und Meeresströmungen, 
solange sie nicht auf einen kräftigen Widerstand stoßen, in so sicht- 
barer Weise Folge, daß jeder Zweifel ausgeschlossen ist. In bezug auf 
die Flüsse sind aber die Meinungen geteilt; d. h. die Ablenkung kann 
zwar nicht geleugnet werden, wohl aber ihre geologische Bedeutung. 

Streng genommen ist die Rotation der Erde nicht als eine 
Energiequelle zu betrachten. Sie bewirkt an sich keine Bewegung, 
sondern beeinflußt nur schon vorhandene Bewegungen. Aber sie gibt 
ihnen neue Impulse, lenkt sie nach Stellen hin, die sie sonst nicht 
berührt hätten, und kann dadurch indirekt zu Veränderungen der 
Erdoberfläche Veranlassung geben. 

Literaturnachweise. l F. Treubert, Die Sonne als Ursache der hohen 
Temperatur in den Tiefen der Erde, der Aufrichtung der Gebirge und der 
vulkanischen Erscheinungen, München 1904. L. Jaszewski, Über das ther- 
mische Regime der Erdoberfläche im Zusammenhang mit den geologischen 
Prozessen; in den Verhandlungen der Kais. Mineralogischen Gesellschaft in 
St. Petersburg, Bd. XLII, 1905. Vgl. dazu die kritischen Bemerkungen von 
M. Rudzki im Literaturbericht zu Petermann's Mitteilungen, 1906, Nr. 409 — 



x Ist w die Winkelgeschwindigkeit der Erde (2^:86164 Sekunden = 
0,00007292), v die Geschwindigkeit in Metern pro Sekunde und cp die geo- 
graphische Breite, so ist die Ablenkung oder Eotationskraft (Ä) 

A = 2 iv v sin od . 



24 Der Erdkörper und die GTrundzüge seiner Oberflächengestaltung 

- E. Philippi in den Verhandlungen der Deutsehen Geologischen Gesellschaft 
1908, Bd. LX, S. 346. — 3 A. de Lapparent, La inesure du temps par les 
phenomenes de Sedimentation, im Bulletin de la Societe geologique de France, 
Bd. XVIII. — 4 John Murray et A. F. Renard, Les caracteres microscopiques 
des eendres volcaniques et des poussieres cosmiques, im Bulletin du Musee R. 
de 1'histoire naturelle de Belgique, Bd. III, 1884. — 5 A. E. v. Nordenskiöld, 
Studien und Forschungen, Leipzig 1885. — 6 E. v. Rebeur-Paschwitz , Über 
Horizontalpendel-Beobachtungen in Wilhelmshaven usw., in den Astronomischen 
Nachrichten 1892, Bd. CXXX. — 7 0. Hecker zit. S. 17, Anm. 10. — 8 Einen 
Apparat zur experimentellen Darstellung dieser Erscheinung hat K. Ehrenburo 
konstruiert und als „Trägheitsbahnglobus" in Gerland's Beiträgen zur Geo- 
physik, 1897, Bd. III beschrieben. 

Geschichte der Erde. 

Die Geschichte der Erde ist Gegenstand einer eigenen Wissen- 
schaft, der Geologie, 1 die aber zur physischen Geographie in so 
engen Beziehungen steht, daß wir es uns nicht versagen können, hier 
wenigstens die Hauptmomente anzudeuten. 

Jede Schicht der Erdkruste entspricht einem gewissen Zeit- 
abschnitte, dessen absolutes Maß wir freilich nicht kennen. x Nur ihr 
relatives Alter läßt sich teils aus den Lagerungsverhältnissen, teils 
aus den organischen Einschlüssen ermitteln. Schichten mit Über- 
resten gleichartiger Lebewesen fassen wir zu Stufen oder Etagen, 
die Etagen zu Serien, die Serien zu Formationen oder Systemen, 
die Formationen wieder zu Formationsgruppen zusammen. Zeit- 
lich entspricht die Formation einer Periode, die Formationsgruppe 
einem Zeitalter. 

Solcher Zeitalter unterscheidet die Geschichte der Erde vier. 
Aus der Urzeit oder dem archäischen Zeitalter stammen die Gneise 
und die kristallinischen Schiefer und Kalksteine, die nur zweifel- 
hafte Spuren organischen Lebens enthalten. Mit dem Auftreten 
einer reichen Tierwelt, der sich später echte Landpfianzen zugesellen, 
beginnt das Altertum der Erde, das primäre oder paläozoische 
Zeitalter, aber eine weite Kluft trennt die organischen Typen jener 
fernen Epoche von denen der Gegenwart. Fische und Amphibien 
sind fast bis zum Schluß die einzigen Vertreter des Kreises der 
Wirbeltiere; die Meere belebten zahllose Armfüßer fBrachiopoden), 
besonders aus den ausgestorbenen Familien Spirifer und Productus. 
Im Mittelalter der Erde, im sekundären oder mesozoischen 
Zeitalter, erscheinen schon die Vorläufer der jetzigen Lebewelt, aber 
unter den Landtieren spielen nocb die Eeptilien, unter den See- 



x Alle derartigen Berechnungen, die sich häufig den Anschein absoluter Zu- 
verlässigkeit geben, beruhen auf der Annahme, daß der Zerstörungsprozeß immer 
in gleicher Weise vor sich geht, aber diese Voraussetzung ist durchaus willkürlich.- 



Geschichte der Erde 25 



tieren' die Ammoniten und ihre Verwandten die erste Rolle. In der 
Neuzeit der Erde, im tertiären oder känozoischen Zeitalter, 
nehmen Tier- und Pflanzenwelt modernen Charakter an, und die 
Säugetierfauna gelangt zu immer reicherer Entwicklung. Die geo- 
logische Gegenwart oder die quartäre Periode endlich kann 
kurzweg als das Zeitalter des Menschen bezeichnet werden. 

Zum bequemen Nachschlagen in zweifelhaften Fällen lassen wir 
hier eine Übersicht der wichtigsten geologischen Haupt- und Unter- 
abteilungen von den ältesten bis zu den jüngsten folgen. 

I. Archäische Formationsgruppe. 
II. Paläozoische Formationsgruppe : 

1. Kambrium'; 

2. Silur; 

3. Devon; 

4. Karbon oder Steinkohlenformation: 

a) Unter-Karbon (Kulm), 

b) Ober-Karbon (produktive Steinkohlenformation); 

5. Perm oder Dyas: 

a) Rotliegendes, 

b) Zechstein. 

III. Mesozoische Formationsgruppe: 

1. Trias: 

a) Buntsandstein, 

b) Muschelkalk, 

c) Keuper (oberste Stufe: Rhät); 

2. Jura: 

a) Lias, 

b) Dogger oder brauner Jura, 

c) Malm oder weißer Jura; 

3. Kreide oder kretacel'sche Formation: 

a) Untere Kreide: 

a) Neocom und Wealden, 
ß) Gault; 

b) Obere Kreide: 

a) Cenoman, 
ß) Turon, 
y) Senon. 

IV. Känozoischc Formationsgruppe: 

1. Alt-Tertiär oder Eogen: 
a) Eocän. 
• b) Oligocän; 



26 Der Erdkörper und die Grrundzüge seiner Oberflächengestaltting 

2. Jung-Tertiär oder Neogen: 

a) Miozän, 

b) Pliozän. 

3. Quartär: 

a) Diluvium (Pleistozän), 

b) Alluvium. 

Diese Formationen sind weder überall in lückenloser Reihe, 
noch dort, wo sie vorkommen, in gleicher Weise entwickelt. Es 
herrschten zu allen Zeiten ähnliche Verschiedenheiten, wie in der 
Periode, in der wir leben: im Alluvium. Die eigentlichen alluvialen 
Ablagerungen sind in den Meeren zu suchen, aber auch hier sind 
sie im offenen Meer anderer Art, als in der Nähe der Küste. Das 
Land ist vorwiegend eine Stätte der Zerstörung; die Ablagerungen 
der Flüsse, Gletscher, Seen und des Windes und die vulkanischen 
Neubildungen sind von verhältnismäßig geringer Ausdehnung. Es 
geht daraus auch hervor, daß Ablagerungen innerhalb gleicher Zeit- 
räume sehr verschiedene Mächtigkeit besitzen können. So besteht 
z. B. das oberste Triasglied, der Keuper, in Deutschland aus sandigen, 
tonigen und mergeligen Gesteinen, die eine Gesamtmächtigkeit von 
etwa 300 m erreichen, während in den Ostalpen in derselben Periode 
Kalksteine und Dolomite bis zu ein paar tausend Meter Mächtig- 
keit zur Ablagerung gelangten. Und anderseits, während in Deutsch- 
land und in den Alpen alle drei Glieder der Trias entwickelt sind, 
fehlt in England der Muschelkalk, und der Keuper ruht unmittelbar 
auf Buntsandstein, so daß man es hier vorzieht, die ganze Forma- 
tion als New Red Sandstone zu bezeichnen. 

Trotzdem läßt sich, wenn man die Maximalmächtigkeiten der 
Formationen miteinander vergleicht, der Gedanke nicht abweisen, 
daß das, was wir geologische Perioden nennen, Zeiträume von sehr 
verschiedener Dauer repräsentiert. In noch höherem Grade gilt das 
von den geologischen Zeitaltern, und man darf mit einiger Sicher- 
heit die Behauptung aussprechen, daß sie um so kürzer werden, je 
jünger sie sind. In der sog. „Weltgeschichte" ist es ja auch nicht 
anders. Da umfaßt das Altertum jedenfalls über 4000, das Mittelalter 
aber nur etwa 1100 Jahre. Auch in einer anderen Beziehung finden 
wir eine Analogie zwischen der „Welt-" und der Erdgeschichte. Wie 
die Gliederung der ersteren nur auf den europäisch-mediterranen 
Kulturkreis anwendbar ist, aber nicht auf die Geschichte anderer 
Kulturvölker, so paßt das herrschende geologische System zunächst 
nur auf die Verhältnisse in Mittel- und Westeuropa, d. h. im Heimat- 
land der geologischen Wissenschaft, Zwar läßt es sich auch auf 



Geschichte der Erde 27 



das übrige Europa und auch auf Nordamerika übertragen , aber 
jenseits des Äquators versagt es stellenweise. Die mächtige Karru- 
formation Südafrikas 3 und das ihr entsprechende Gondwana- 
System der vorderindischen Halbinsel 4 umfassen, in die Sprache 
der europäischen Geologie übertragen, den Ungeheuern Zeitraum 
vom oberen Karbon bis zum Rhät, in Vorderindien sogar bis zur 
untern Kreide, also paläozoische wie mesozoische Formationen, und 
die bedeutungsvolle Grenze zweier europäischer Formationsgruppen 
trennt hier nur zwei Etagen einer zusammenhängenden Serie. Steigen 
wir in tiefere Horizonte hinab, so löst sich der südhemisphärische 
Zusammenhang wieder auf, und es ist bisher weder gelungen, die 
indischen, die Kap- und Transvaalschichten untereinander, noch mit 
den paläozoischen Systemen der Nordhalbkugel zu identifizieren. 

Es ist oben gesagt worden, daß unsere gebräuchliche geologische 
Einteilung auf den organischen Einschlüssen beruht. Nun tritt aber, 
dank den epochemachenden Untersuchungen von Süess, 5 immer 
deutlicher hervor, daß die Umgestaltungen im Bereich der Lebe- 
welt mit wichtigen geographischen Veränderungen der Vorzeit nicht 
zusammenfallen. Solche Veränderungen sind die Transgressionen 
oder Überflutungen und die Gebirgsfaltungen. 

Zu wiederholten Malen ist der Boden der heutigen Festländer 
trocken gelegt und wieder vom Meer überflutet worden. So liegt die 
obere Kreide nicht überall normal auf der unteren Serie, sondern 
vielfach auf Jura, Trias, ja sogar auf paläozoischen und archäischen 
Formationen. In der Mitte der Kreideperiode trat also das Meer 
über seine bisherigen Ufer hinaus und eroberte weite Landgebiete. 
Transgressionen von beschränktem Umfange gehören zu den ge- 
wöhnlichen Ereignissen der Erdgeschichte, ausgedehnte sind aber ver- 
hältnismäßig selten; die mitteldevonische, unterkarbonische, mittel- 
jurassische und oberkretace'ische sind die bekanntesten. Die letztere 
scheint die größte gewesen zu sein, denn ihre Spuren lassen sich 
über die ganze Erde verfolgen. 

Zu wiederholten Malen war das Festland auch ein Schauplatz 
gewaltiger Gebirgsfaltungen. Zwar sind die Äußerungen der inneren 
Erdkräfte an keine bestimmten Perioden gebunden und, wie die 
Erdbeben uns lehren, eine geradezu alltägliche Erscheinung, aber 
trotzdem hat es uns Suess in hohem Grad wahrscheinlich gemacht, 
daß sie in gewissen Zeitabschnitten eine größere Intensität erlangten. 
Solche Faltungse pochen waren in nacharchäischer Zeit das jüngere 
Silur, das jüngere Karbon und das Tertiär. Die meisten unserer 
Kettengebirge stammen aus der letzten Epoche, aber wiederholt 
werden wir auch den Überresten älterer Faltungen begegnen. 



28 Der Erdkörper und die Grundzüge seiner Obertiäehengestaltung 

Das Ergebnis des sicher Millionen von Jahren dauernden geo- 
logischen Entwicklungsprozesses sind die heutigen Formen der Erd- 
oberfläche, deren Grundzüge wir im nächsten Kapitel zu schildern 
versuchen werden. Aber nicht als ein endgültiges Ergebnis sind 
sie aufzufassen, sondern auch nur als ein Durchgangsstadium. In 
Anbetracht der Ungeheuern Länge geologischer Zeiträume sind unsere 
Karten kaum mehr als Momentphotographien. 

Literaturnachweise. x Besonders empfehlenswerte Lehrbücher der 
Geologie sind H. Credner, Elemente der Geologie, 10. Aufl., Leipzig 1900; 
M. Xeumayr, Erdgeschichte, 2. Aufl., Leipzig 1895; Em. Kayser, Lehrbuch der 
Geologie, Bd. I, 3. Aufl., Stuttgart 1909; Bd. II, 2. Aufl. 1905. Speziell für 
Geographen berechnet ist F. Löwl, Geologie, Leipzig 1906. Von fremd- 
sprachigen Lehrbüchern seien besonders genannt A. de Lapperent , Traite de 
Geologie, 5. Aufl., Paris 1905, wegen seiner außerordentlichen Keichhaltigkeit 
und steten Rücksichtnahme auf die Bedürfnisse der Geographen, die besonders 
auf die zahlreichen paläogeographischen Kärtchen aufmerksam zu machen sind, 
und J. D. Dana, Manual of Geology, 4. Aufl. , New York und London 1895, 
wegen der Berücksichtigung amerikanischer Verhältnisse. — 2 Die Unhaltbar- 
keit aller geologischen Zeitbestimmungen hat W. Bulman (The Geological 
Chronometer, im Geological Magazine, 1903, Bd. X) dargetan. — 3 F. H. Hatcii 
und G. S. Corstorphine, The Geology of South Africa, 2. Aufl., London 1909. — 

4 E. W. Vredenburg, A Summary of the Geology of India; Calcutta 1907. — 

5 Ed. Suess, Das Antlitz der Erde, Wien 1885—1909. 

Die Grundzüge der Gestaltung der Erdoberfläche. 

(Siehe Karte I und II.) 

Verhältnis von Wasser und Land. 1 Die bekannten Landmassen 
schätzt man nach den neuesten Quellen auf rund 135 Mill. qkm. 
Diese Zahl ist beständigen und ziemlich beträchtlichen Veränderungen 
unterworfen, da sich das Kartenmaterial, worauf sich die Flächen- 
berechnungen gründen, mit dem Fortschreiten unserer geographischen 
Kenntnisse fortwährend verbessert. Es gibt ja noch große Räume, 
die, soweit die historische Kunde reicht, noch kein Mensch betreten 
hat. Die ausgedehntesten liegen an den Polen. Von dem arktischen 
Gebiet ist nur die atlantische, den Kulturländern zunächst liegende 
Hälfte etwas genauer bekannt, und auf der westgrönländischen 
Route gelang es endlich auch dem Amerikaner Robert Peary am 
6. April 1909 den Nordpol zu erreichen. Im Norden von Sibirien 
durchkreuzten die unglückliche amerikanische „Jeanette"- (1881) und 
die norwegische „Fram"-Expedition (1893 — 96) das Eismeer, aber 
nur zwei: Nansen (1905: 86° 13' unter 967 a °0) und Cagni (1900: 
86° 34' unter 6472° O) überschritten ein wenig den 86. Parallel. 
Ganz unbekannt ist noch die amerikanische Seite zwischen dem 
Meridian der Beringstraße und den Parrv-Iuseln. wo die wenigen 



Die Grundzüge der Gestaltung der Erdoberfläclie 



29 



Vorstoßver suche nicht einmal bis zum 74. Parallel gelangten. x 
Noch weniger wissen wir von der südpolaren Kalotte; über den 
80. Parallel kam man nur in Viktorialand, und selbst an den 70. nur 
an einigen Stellen der westlichen Hälfte; die höchsten erreichten 
Breiten sind hier: unter 22°W 74° V (Beuce 1904), unter 34°W 
74° 15' (Weddell 1823), unter 88° W 71° 36' (die belgische Ex- 
pedition 1898) und unter 162° 88° 23' (Shackleton 1909). Gänz- 
lich unerforscht sind um den Nordpol etwa 4 und um den Südpol 
19 Mill qkm. Indes lassen sich auch für diese unbekannten Gebiete 
Vermutungen aufstellen, die von der Wahrheit nicht allzu weit ab- 
weichen dürften. Durch Nansen wissen wir, daß die östliche Hälfte 
der Arktis tiefes Meer ist. Daß sich dieses auch über den Nordpol 
erstreckt, geht aus zwei wichtigen Lotungen hervor, die wir Peaky 
verdanken. Wie es sich weiter im W verhält, ist allerdings noch 
unsicher; hier hat Sveedeup noch 1898 — 1902 Inseln mit einer 
Gesamtfläche von ungefähr 64 500 qkm entdeckt, und nördlich davon 
glaubte Peaey Land gesehen zu haben. Aber wenig wahrscheinlich 
ist es, daß -sich der arktische Archipel Nordamerikas weiter nach 
W fortsetzt, denn in diesem Falle wäre es jener Boje, die am 24. Juli 
1900 nördlich von Kap Bathurst (128° W) ausgesetzt wurde, wohl 
nur durch ein seltsames Zusammentreffen günstiger Umstände ge- 
lungen, ihren Weg nach Norwegen zu finden, wo sie am 3. November 
1908 bei Sörö (westlich von Hammerfest) aufgefischt wurde. Auch 
die Lotungen, die Mikkelsen 1907 unter 150° W ausführte, sprechen 
dafür, daß der Meeresboden hier schnell zu größern Tiefen hinabsinkt. 
Wir können also wohl das ganze unbekannte Nordpolargebiet dem 
Meere zuweisen. Daß der Südpol auf einem eisbedeckten Hochland 
liegt, kann seit Shackleton's Expedition als sicher angenommen 
werden, und wenigstens wahrscheinlich ist es, daß sich dieses ant- 
arktische Land nach O bis zum Wilkes-, Kemp- und Enderbyland 



x Folgende Zahlen geben eine ungefähre Vorstellung von der Größe 
des unbekannten Gebietes in den einzelnen Teilen der arktischen Welt (70 
bis 90° N.); 





Fläche 70— 90°N. 
Mill. qkm 


Davon unbekannt 




Mill. qkm 


Prozente 


Grönländischer Teil 20° —110° W 


3,88 


0,18 


4,8 


Atlantischer Teil . 20° W— 70° O , 


3,88 


0,42 


10,8 


Sibirischer Teil . . 70° O — 170° W 


5,16 


1,48 


28,7 


Westamerikanischer 








Teil 110— 170° W 


2,58 


1,85 


71,4 


Arktisches Gebiet 


15,50 


3,93 


25,4 



30 Der Erdkörper und die Grundziige seiner Oberflächengestaltung 

erstreckt; ob aber auch nach W bis zum Coats- und Grahamland, 
muß noch als fraglich bezeichnet werden. Vereinigt man alle diese 
peripherischen Länder zu einer großen Landmasse, so ist ein Flächen- 
inhalt von 14 Mill. qkm nicht zu hoch gegriffen. Wir erhalten dann 
rund für das Land 149 Mill. qkm oder 29 Prozent und für das Meer 
361 Mill. qkm oder 71 Prozent der Erdoberfläche, woraus sich ein 
Verhältnis von Land zu Wasser = 1 : 2,4 ergibt. 

Land und Wasser sind ungleichmäßig verteilt. Die nörd- 
liche Halbkugel hat 39, die südliche im günstigsten Falle nur 
19 Prozent Land, und in demselben Gegensatze stehen die öst- 
liche Hemisphäre mit 35 und die westliche mit 20 (nach Tillo 
mit 19) Prozent Land. Die nachstehende Tabelle zeigt' uns ein 
Übergewicht des Landes zwischen 70 und 40° n. B. Dann be- 



Tabelle der Verteilung der Landflächen innerhalb der 10°- 
Zonen in Prozenten der Gesamtflächen. 





Nach Heiderich 


Nach 
Wagner 


Nach 
Krümmel 




Westl. 
Halbkugel 


Östl. 
Halbkugel 


Ganze 
Erde 




Erde 


Erde 


90— 80 °N 


— 


— 


— 


10 


8, 


80—70 


39,8 


25,6 


" 32,7 


29,3 


26,6 


70—60 


58,9* 


83,4* 


71,5* 


71,4* 


71,8* 


60—50 


40,9 


73,2* 


57,o* 


56,9* 


56,6* 


50—40 


33,8 


70,7* 


52,2* 


52,3* 


52,2* 


40—30 


27,2 


59,7* 


43,o 


42,8 


42,9 


30—20 


17,i 


57,5* 


37,3 


37,6 


37,5 


20—10 


15,6 


37,7 


26,7 


26,3 


26,4 


10—0 


16,4 


29,5 


23,o 


22,8 


22,7 


0— 10° S 


23,7 


21,9 


22,8 


23,6 


23,6 


10—20 


20,5 


24,5 


22,5 


22,i 


22,o 


20—30 


13,4 


32,5 


22,8 


23,i 


23,2 


30—40 


9,i 


11,2 


10,i 


11,4 


11,5 


40—50 


4,8 


1,7 


3,3 


3,2 


3,1 


50—60 


2,1 


0,0 


1,0 


0,8 


0,8 


60—70 


1,8 


4,6 


3,2 


(10) 


9,4 


70—80 
80-90 


— 


— 


— 


} (78*) 


73,0* 
100* 



ginnt die Herrschaft des Meeres; zunächst freilich nur allmählich, 
und zwischen 10° N und 30° S bleibt das Verhältnis von Wasser 
und Land nahezu konstant. Zwischen 30 und 60 ° S liegt die eigent- 
liche Wasserzone; zwischen 50 und 60° S herrscht das Meer viel 
entschiedener vor, als zwischen 60 und 70° N das Land. Die Ab- 



Die Gmndzüge der Gestaltung der Erdoberfläche 



31 



nahmer des Landes nach S bis zur Grenze der antarktischen Welt 
ist auch der gemeinsame Charakterzug beider, durch den Meridian 
toii Greenwich getrennten Halbkugeln, in beiden tritt aber ein dop- 
peltes Maximum deutlich hervor: das Hauptmaximum fällt zwischen 
70 und 60° N, das sekundäre liegt im W zwischen und 10° S und 
im zwischen 20 und 30° S. Eine eigentliche Landzone (mit mehr 
als 50 Prozent Land) hat, immer abgesehen von der südpolaren Zone, 
die Westhemisphäre nur zwischen 70 bis 60° N, während sie sich 
auf der Ost-Halbkugel über 50 Breitengrade^ von 70 bis 20° N er- 
streckt. Nur in drei Zonen, 80 bis 70° N, 10 bis 0° N und 40 bis 
60° S übertrifft die westliche Landfläche die östliche, am meisten 
steht sie hinter der letzteren • zurück zwischen 20 und 30° nördlicher 
und südlicher Breite. 

Nach den gemeinsamen Charakterzügen der 5°-Zonen Krümmel's 
läßt sich die Erde in folgende Gürtel einteilen: 





Land 


Wasser 


Land | Wasser 




in Mill. qkm. 


in Prozenten 


90 —70° N 


3 


12 


22 


78 


70 —45° N 


37 


23 


61 


39 


45 —20° N 


39 


54 


42 


58 


20° N— 35° S 


54 


179 


23 


77 


35 —65° S 


2 


83 


3 


97 


65 —90° S 


14 


10 


5 C J 


41 



Man hat die Erde auch in eine Land- und eine Wasserhalb- 
kugel geteilt; der Pol der ersteren liegt in der Nähe der Loire- 
mündung in 47 1 / 2 °N, 2 1 / 2 °W, der der letzteren fällt in das Meer 
östlich von der neuseeländischen Südinsel; es ist aber bemerkens- 
wert, daß selbst bei dieser Teilung das Meer auch auf der Land- 
halbkugel noch mit 52 Prozent der Fläche vorherrscht. Auf der 
Wasserhalbkugel nimmt es 94 Prozent ein. 2 Kreisförmig umlagern 
die großen Kontinentalmassen das arktische Binnenmeer: Amerika 
dringt bis 71° 50', Europa bis 71° 10', Asien bis 77° 42' B. vor; von 
da an strecken sie mit abnehmender Breitenentwicklung polypen- 
artig ihre Arme nach Süden aus, um auf der südlichen Hemisphäre 
in drei Spitzen zu enden: Südamerika in 56°, Australien mit Tas- 
manien in 43° 40', Afrika sogar schon in 34° 51' B. Dagegen hat der 
Ozean seine Heimat auf der südlichen Halbkugel, wo das Antarktische 
Eismeer, die Südsee und der Indische Ozean den Stamm einer 
zusammenhängenden Wasserfläche bilden, die in zwei Armen, dem 
nordpazifischen und dem Atlantischen Ozean mit dem Arktischen 
Meer, auf die Nordhemisphäre übergreift. So sind Ozean und Fest- 



32 Der Erdkörper und die Grundzüge seiner Obertiäcliengestaltung 



land antipodisch angeordnet, nur die Südhälfte von Südamerika 
macht davon eine Ausnahme, denn auf der entgegengesetzten Erd- 
seite liegt auch wieder Land (Ostasien). 

Im Gegensatz zu der ununterbrochenen Meeresfläche erscheint 
das Trockene in der Form getrennter Massen, Kontinente und Inseln, 

von denen aber die 
letzteren — nur 7,2 
Prozent der ganzen be- 
kannten Landfläche — 
eine verhältnismäßig 
untergeordnete Rolle 
spielen. Indes ist 
es, dank der nahen 
Aneinanderrückung der 
Kontinente an ihrer 
arktischen Breitseite, 
möglich, von jeder Süd- 
spitze eines Südkonti- 
nentes zu den beiden 
anderen zu reisen, ohne 
das Land aus den 
Augen zu verlieren. Die 
Beringstraße, die Asien 
von Amerika trennt, ist nur l 3 / 4 Längengrade (92 km) breit. Zwischen 
Neufundland und Irland erstreckt sich allerdings der Ozean über 
47 Längengrade oder 3300 km, aber zwischen Grönland und Nor- 
wegen engt er sich schon auf 1500 km ein. Wie ganz anders ge- 
stalten sich die Verhältnisse an den Ausläufern der Kontinente! Das 
Kap Hoorn ist vom Kap Agulhas 87, das letztere vom South Cape 
127, und dieses vom Kap Hoorn 146 Längengrade entfernt. 

Einteilung des Ozeans. Gewöhnlich unterscheidet man fünf Kon- 
tinente und fünf Ozeane. Untersuchen wir, ob dies in der Natur 
begründet ist. Die offizielle Einteilung des Weltwassers grenzt 
zunächst die beiden Eismeere von den übrigen Ozeanen durch die 
Polarkreise ab ; und da die südlichen Festländer schon in niederen 
Breiten enden, so werden die kontinentalen Grenzen des Atlan- 
tischen, Indischen und Großen oder Pazifischen Ozeans durch 
die Meridiane der drei Südspitzen (und 67 °W, 20° und 147°0 Gr.) 
zum südlichen Polarkreis ergänzt. 

Aber Meridiane und Polarkreise sind keine natürlichen Grenzen, 
und doch finden sich solche streckenweise auch außerhalb des fest- 
ländischen Eahmens. 




Fig. 8. Erdkarte in Steinhausee's Sternprojektion. 



So ist die Südgrenze des Arktischen Meeres 



Die Grundzüge der Gestaltung der Erdoberfläche 33 

durch eine Reihe von unterseeischen Bodenanschwellungen gegeben 
und wir werden in einem späteren Kapitel nachweisen, welchen 
Einfluß sie auch auf die Verteilung der Tiefentemperaturen haben. 
Auf der pazifischen Seite ist die Beringstraße schon oberflächlich eine 
gute Grenze, ihre Bedeutung wird aber noch verstärkt durch ein 
unterseeisches Plateau, das sich vom asiatischen Kap Deschnew über 
die Diomedes- und Krusenstern-Insel zum Kap Prinz von Wales 
hinüberzieht. Auf der atlantischen Seite finden wir solche Boden- 
schwellen unter dem Polarkreis zwischen Baffinland und Grönland, 
und eine zweite, besonders wichtige, die von der grönländischen Ost- 
küste über Island und die Färöer zu den Shetland-Inseln hinüber- 
streicht; von hier bis zur Südwestspitze Norwegens ist die Grenze 
freilich nur eine künstliche. 

Indes hat Krümmel mit Recht die Selbständigkeit des nörd- 
lichen Eismeeres bestritten. Morphologisch ist es nur eine Fort- 
setzung des atlantischen Tales, und ebenso ist es durch seine Strö- 
mungen auf das innigste mit dem Atlantischen Ozean und nur mit 
diesem verbunden. Für die Aufstellung eines antarktischen Ozeans 
sprechen dagegen manche Gründe. Verbindet man die Südspitzen 
der drei südlichen Kontinente durch Loxodromen x miteinander , so 
tritt sein wichtigster Charakterzug scharf hervor. Er ist das einzige 
Meer, das ohne kontinentale Schranken, und wahrscheinlich nur von 
kleineren Inseln unterbrochen, die ganze Erde umgibt, er ist der 
zirkumterrane Ozean im Gegensatz zu den interkontinentalen. 
Ratzel hat als Nordgrenze des antarktischen Meeres den 40. Parallel S 
vorgeschlagen, und sie empfiehlt sich nicht nur durch ihre Bequemlich- 
keit, sondern gewinnt auch dadurch Berechtigung, daß südlich von 
ihr die große östliche, die ganze Erde umkreisende Meeresströmung 
zur Herrschaft gelangt. Morphologisch läßt sich aber weder diese, 
noch die Loxodromengrenze aufrecht erhalten, seit man weiß, daß 
die Eigenart der atlantischen Bodengestaltung viel weiter im S 
wurzelt. Da keine Einteilung allen Gesichtspunkten gerecht wird, 
so mag es — wenigstens vorläufig — bei der von Krümmel vor- 
geschlagenen sein Bewenden haben. Hier verschwinden beide Eis- 
meere aus der Liste der Ozeane, das nördliche wird zum Atlan- 
tischen Ozean geschlagen, und das südliche unter die drei Ozeane 
in der Weise verteilt, daß die obengenannten Grenzmeridiane der 
offiziellen Einteilung bis zu den, allerdings noch hypothetischen 
Küsten des antarktischen Festlandes verlängert werden. Von den 



X Die Loxodromen, die alle Meridiane unter gleichem Winkel schneiden, 
erscheinen nur auf Karten in Mercator's Projektion als Gerade. 
Supan, Physische Erdkunde. 5. Aufl. 3 



34 Der Erdkörper und die Grundzüge seiner Überflächengestaltung 

361 Mill. qkni der Meeresfläche entfallen dann 180 auf den Großen 
oder Pazifischen, 106 auf den Atlantischen und 75 auf den In- 
dischen Ozean. Der Pazifische Ozean ist also fast um das Areal 
Asiens, des gewaltigsten Kontinents, größer als das gesamte Fest- 
land der Erde. Er bedeckt am Äquator die Hälfte unseres Planeten, 
ist unter 44 °S noch 11300 km breit, verengt sich aber am Nord- 
ende auf 92 km. Der Indische Ozean wiederholt im abgeschwächten 
Maße die Gestalt der Südsee, während der Atlantische talförmig 
zwischen der Alten und Neuen Welt eingebettet ist. Seine Breite 
erscheint ziemlich gleichmäßig, wenn man sie nach Parallelgraden 
mißt; nach Kilometern gemessen, zeigen sich aber erhebliche Unter- 
schiede. So beträgt die Breite unter 35 °S 6800, unter 25 °N 7300, 
unter 65 °N aber nur 3800 km, und außerdem wird hier die Meeres- 
fläche noch durch Grönland unterbrochen. 

Einteilung des Festlandes. Das Festland erscheint in vier zu- 
sammenhängenden Massen : die Alte Welt, die Neue Welt oder Amerika, 
Australien und Antarktika. Sie sind die geographischen Individuen 
höchster Ordnung, jedes mit einer eigenartigen Geschichte, die ebenso 
in seiner Oberflächengestaltung, wie in seiner organischen Welt zum 
Ausdruck kommt. Durch die Vermittelung von Inselketten gruppieren 
sie sich zu zwei Paaren: einerseits schließt sich Australien an die 
Alte Welt, andrerseits Antarktika an die Neue Welt an, vorausgesetzt, 
daß die Länder um den Südpol zusammenhängen. Neben diesem 
Gegensatz der West- und Ostfeste, wovon die erstere37, die letztere 
63 Prozent alles Trockenen umfaßt, fällt uns noch ein zweiter sofort 
in die Augen: der zwischen den Nord- und Südkontinenten; sie 
werden durch Guyot's Bruchzone (s. Fig. 8, S. 32), die vom euro- 
päischen Mittelmeer zu den west- und ostindischen Inselmeeren 
hinüberführt, voneinander geschieden. Das Zusammenspiel dieser 
beiden Gegensätze führt uns zunächst zur Auflösung der Alten und 
der Neuen Welt in je zwei Kontinente. 

Am deutlichsten ist die Natur eines Doppelkontinents in Amerika 
ausgeprägt. Das verbindende Mittelglied beginnt an der Landenge von 
Tehuantepec, wo die Wasserscheide nur eine Höhe von 262 m besitzt, 
und endet streng genommen erst an der Mündung des San Juan- 
flusses in 4° n. B.; doch ist dieser östlichste Ausläufer, die Cordillere 
von Choco, jetzt an Südamerika angeschweißt. Die Tehuantepec- 
enge ist nicht bloß eine geographische, sondern auch eine scharfe 
geologische Grenze. 3 Die Gebirge von Mittelamerika 4 sind weder 
eine Fortsetzung der nord- noch der südamerikanischen Cordilleren; 
die miozänen Faltenzüge streichen nördlich vom Nicaraguasee in leicht 
nach Süd gekrümmtem Bogen quer durch das Land, südlich von 



Die Grundzüge der Gestaltung der Erdoberfläche 35 

jenem See bis Panama bilden sie mit gleicher Streichrichtung, aber 
größerem Krümmungsradius den Kückgrat des immer mehr sich 
verengenden Landes. Im Pliozän versanken wenigstens Teile von 
Zentralamerika wieder unter das Meer; in Chiapas fand Sapper 
jungtertiäre Schichten mit Austern in fast horizontaler Lagerung auf 
den Andesiten in 2200 — 2400 m Seehöhe. Seit dem Ende der 
Tertiärzeit besteht die Landverbindung zwischen den amerikanischen 
Kontinenten, aber doch vielleicht noch zeitweilig von Bodenbewe- 
gungen unterbrochen, wie sie Hayes an der Furche des Nicaragua - 
sees annimmt, und worauf auch der pazifische Charakter der Korallen 
hindeutet, die die jüngsten Bänke von Barbados aufbauten. 5 An 
zwei Stellen sinkt die Wasserscheide des zentralamerikanischen 
Isthmus unter 100 m: zwischen Colon und Panama auf 87 und bei 
dem Hafen von Brito auf 45 m (13 m über dem Spiegel des Nicara- 
guasees). Beide Stellen wurden für Kanalanlagen in Aussicht ge- 
nommen; jetzt hat das Panamaprojekt den Sieg davongetragen, und 
in nicht zu ferner Zeit wird hier eine Wasserstraße statt der nur 
72,5 km langen Eisenbahn beide Ozeane verbinden. 

Das Seitenstück zu Südamerika bildet in der Alten Welt Afrika, 
aber hier fehlt ein Mittelglied von der Größe Zentralamerikas, und 
Afrika hat in seiner heutigen Gestalt seine Selbständigkeit nicht 
durch Angliederung, sondern durch einen Doppelprozeß von An- und 
Abgliederung jungen Datums gewonnen. Erst gegen Ende der Pliozän- 
periode wurde die Furche des Roten Meeres geschaffen; vorüber- 
gehend stand es über Sues mit dem Mittelländischen Meer in Ver- 
bindung, bis im Diluvium ein Nilarm durch seine Ablagerungen die 
Trennung herbeiführte, und so der heutige Isthmus von Sues ent- 
stand. 6 

Die konventionelle Einteilung des Festlandes nennt unter den 
Kontinenten auch Europa. Wohl ist Europa von Afrika durch das 
Mittelmeer geschieden, mit Asien aber so innig verwachsen, daß man 
es nicht mit Unrecht als eine asiatische Halbinsel bezeichnet hat. 
Fügen wir noch hinzu, daß es die Flora und Fauna mit den be- 
nachbarten Gegenden Asiens teilt, so scheint es jede Berechtigung 
seiner kontinentalen Selbständigkeit eingebüßt zu haben. In der 
Tat verdankt dieser Kontinent seine Würde nur der eigenartigen 
und hohen Kultur seiner Bewohner, aber es wäre ebenso kleinliche 
Pedanterie wie vergebliche Mühe, wollte man ihn nur als asiatisches 
Anhängsel gelten lassen. Die Landgrenze, die mit der Kultur immer 
weiter nach Osten rückte, ist freilich schwankender Natur. Eine 
gute Marke bildet nur das Uralgebirge, während der Uralfluß ledig- 
lich eine konventionelle Grenze ist und durch das Mugodschargebirge 



36 Der Erdköirpei und die Grundzüge seiner Oberflächengestaltung 

und das Ust-Urt-Plateau zu ersetzen wäre. Im Südosten ragt zwar 
auch ein Gebirge empor, aber mit besseren Gründen, als auf den Kamm 
des Kaukasus, verlegen wir die Grenze in die Manytschniederung, 
wo die Wasserscheide zwischen dem Schwarzen und Kaspischen Meere 
nur 10 m über dem Spiegel des ersteren liegt, und noch in junger 
geologischer Vergangenheit ein natürlicher Kanal beide Wasserbecken 
verband. 

Um die Selbständigkeit Europas auch morphologisch zu be- 
gründen, hat man darauf hingewiesen, daß es, wie Asien, in drei 
Halbinseln ausläuft. Man hat' dies überhaupt als einen gemeinsamen 
Zug der Nordkontinente bezeichnet, aber schon die Ungleichheit des 
Baues und der Entwicklungsgeschichte der asiatischen und euro- 
päischen Halbinseln belehrt uns, daß die Dreizahl nichts mehr 
als Zufall ist — abgesehen davon, daß sie bei Nordamerika nur 
dadurch zu retten ist, daß man Mexico erst durch den Zusammen- 
schluß mit Südamerika seine Halbinselnatur einbüßen läßt. Auf- 
fallender ist die Zuspitzung Südamerikas und Afrikas; nur bei 
Australien wurde durch die Abtrennung Tasmaniens diese Eigen- 
tümlichkeit etwas verwischt. Auch sonst haben die Südkontinente 
manche gemeinsame Züge. So entspricht die flache Bucht von 
Arica dem Busen von Guinea und dem Australischen Golf, und 
es ist bemerkensmert, wie die Größe dieser Einschnitte gegen Osten 
stetig zunimmt. 

Sehen wir von dem insularen Zubehör und Antarktika vor- 
läufig ab, so erhalten wir für die Areale der Kontinente folgende 
abgerundete Zahlen: 



Nordamerika . 20,o Mill. 


qkm 


Südamerika . .17,6 Mill. qkm 


Europa . . . 9,2 ,, 


?? 


Afrika . . . 29,2 „ „ 


Asien .... 41,5 ,, 


j> 


Australien . . 7,6 „ „ 


Nordkontinente 70,7 „ 


5? 


Südkontinente . 54,t „ n 


(56 Prozent), x 




(44 Prozent), x 



In bezug auf die geographische Lage entspricht stets ein Nord- 
kontinent einem Südkontinent. Aber in ihren gegenseitigen Größen- 
verhältnissen weicht jedes Paar von den anderen ab. Europa- Afrika 
und Asien- Australien stellen die Extreme dar, zwischen denen die 
fast gleich großen amerikanischen Zwillinge vermitteln. 

Oberflächengestaltung des Festlandes (s. Karte II). Nach seiner 
Entwicklungsgeschichte, die sich noch im Bau widerspiegelt, läßt sich 
das gesamte Festland in drei große Gruppen gliedern: den Falten- 



x Ist die von uns angenommene Flächenzahl Antarktikas (14 Mill. qkm) 
annähernd richtig, so sind die Nord- und die Südkontinente nahezu gleich groß. 



Die G-ründzüge der Gestaltung der Erdoberfläche 37 

giirtel, die boreale und die australe Gruppe. Nach einer oberflächlichen 
Berechnung umfaßt der Faltengürtel 42, die boreale Gruppe 37 und 
die australe Gruppe 70 Mill. qkm. 

1. Der Faltengürtel ist eine mehr oder weniger zusammen- 
hängende Zone von Gebirgen, deren Entstehung mit wenigen Aus- 
nahmen in die beiden jüngsten Faltungsperioden gegen Ende des paläo- 
zoischen und im tertiären Zeitalter fällt. Einige von ihnen haben 
spätere Umwandlungen erlitten, aber im Großen und Ganzen ist der 
ursprüngliche Bauplan noch formbestimmend oder schimmert wenigstens 
durch die neue Form noch wohl erkennbar hindurch. Dieser Falten- 
gürtel umschließt den Großen Ozean im' N, und W, und sendet 
einen großen Zweig nach W, der die borealen und australen Gebiete 
der Alten Welt trennt und vielleicht noch in einem Ausläufer nach 
Nordamerika hineinreicht. 

a) Der eurasiatische Faltengürtel beginnt im mit dem 
zentralasiatischen Hochland. Die ältesten Gebirge liegen nur 
im N, die jüngsten im S, und in gleicher Richtung nimmt die Höhe 
zu. Im Pamir, dessen Talsohlen noch in mehr als 3000 m Seehöhe 
liegen, vereinigen sich die gewaltigsten Gebirgssysteme der Alten 
Welt: der Tienschan, der Kwenlun, der Karakorum, der sich viel- 
leicht in dem von Hedin jüngst entdeckten Transhimalaya 7 fort- 
setzt, und der Himalaya, das höchste Gebirge der Erde. Nördlich 
vom Kwenlun dehnen sich weite, wüsten- oder steppenartige Hoch- 
flächen aus; zwischen den Kwenlun und dem Transhimalaja liegt die 
größte Bodenanschwellung unseres Planeten, Tibet, wahrscheinlich 
ein Faltenland, dessen wenig bekannte Bergketten sich vielleicht 
ebenso zu sanft bogenförmig gekrümmten, durch breite Talmulden 
voneinander geschiedenen Systemen zusammenschließen, wie es Hedin 
vom Transhymalaja nachgewiesen hat. In 70° ö. L. verengt 
sich der Faltengürtel zu dem schmalen Gebirgsisthmus des Hindu- 
kusch, der das zentralasiatische mit dem vorderasiatischen 
Hochland verknüpft. Auch hier wieder eine ähnliche Anordnung, 
wie im O, nur in beträchtlich kleinern vertikalen und horizontalen 
Dimensionen: Randgebirge schließen Hochflächen ein, die selbst wieder 
von mehr oder weniger langen Falten durchzogen werden. Iran, 
Armenien, Kleinasien sind die Teile dieses Hochlandes; ein selb- 
ständiges Glied ist der Kaukasus. 

Das europäische Hochland unterscheidet sich von den beiden 
asiatischen in wesentlichen Zügen. An die gebirgsumschlossenen 
Flachländer unseres Nachbarkontinents erinnert nur noch die un- 
garische Ebene. Die großen Kettengebirge erscheinen in seltsamen 
Yerschlingungen, und ihre Bögen sind nach N gerichtet. Ihrem Alter 



38 



Der Erdkörper und die Grundzüge seiner Oberflächengestaltung 



nach sind die Gebirge in zwei Zonen geordnet: eine spätpaläozoische 
im N und eine tertiäre im S. Die letztere beginnt im mit dem 
dinarischen System der Balkanhalbinsel, dann folgt das Alpensystem, 
das sich von den Alpen einerseits über die Karpathen bis zum Balkan, 
anderseits über die Appeninnen und den Atlas bis zur Sierra Nevada 
verzweigt, endlich die Pyrenäen. Das ältere, nur noch bruchstück- 
weise erhaltene Gebirge umfaßt die spanische Meseta, das fran- 
zösische Zentralplateau, die Bretagne, Cornwallis und das deutsche 
Mittelgebirge. 

Als den letzten Ausläufer des eurasiatischen Faltengürtels be- 
trachtete Marcel Bertband das appalachische Gebirgssystem 

von Nordamerika, das 
sich von Neufundland 
über Neuengland und 
die Alleghanies in ein- 
zelnen Bruchstücken 
bis Arkansas verfolgen 
läßt. Süess hat sich 
dieser Auffassung an- 
geschlossen. 

b) Am Ostrand 
Tibets beginnt eine an- 
dere Anordnung der 
Leitlinien , indem die 
Gebirge sich bogenför- 
mig nach S wenden und 
über Hinterindien, die 
Andamanen und Niko- 
baren in den großen 
Bogen der Sundainseln 
übergehen. NachVoLZ 8 
macht sich schon in Su- 
matra jenes Gesetz gel- 
tend, das v. Eichthofen 9 
im orographischen Bau 
Nur darüber sind die 




Fig. 9. Die tektonischen Bogenlinien Ostasiens. 
(Punktierte Linie das Tsinling-Gebirge.) Nach 

F. V. RlCHTHOFEN. 



w. 






icK* 



Stufe 



Ocean 




Fig. 10. Schematischer Durchschnitt durch das mitt- 
lere Ostasien mit Berücksichtigung der Erdkrüm- 
rnung nach F. v. Richthofen. 



der ostasiatischen Bögen erkannt hat. 
Ansichten geteilt, ob die Bogenform lediglich auf Brüche oder wenig- 
stens z. T. auch auf Faltung (Süess) zurückzuführen sei. In Ostasien 
treten uns drei Reihen von Bögen entgegen, die ohne Ausnahme 
ihre konvexe Seite dem Großen Ozean zukehren. In jeder Reihe 
fügen sie sich derart aneinander, daß stets die nahezu westöstlich 
verlaufende Komponente des einen Bogens von der annähernd süd- 



Die Grundzüge der Gestaltung der Erdoberfläche 39 

nördlich streichenden Komponente des nächsten südlichen Bogens 
unter einem steilen Winkel getroffen wird (Fig. 9). Die binnenländische 
Bogenreihe wird durch die beiden Flügel des Stanowoigebirges, das 
Chingangebirge, das Taihanggebirge und die Steilabfälle der Hoch- 
länder von Kweitschou und Yünnan gebildet; zwischen den Flüssen 
Hwangho und Han ragt der Ausläufer des zentralasiatischen Kwenlun, 
der Tsinling, nach China hinein, um dann plötzlich abzubrechen. 
Die zweite Bogenreihe bestimmt den größten Teil des Küstenverlaufs 
von der Gischigabucht (62° N) bis zum Kap St. Jacques (10° N), die 
dritte setzt sich aus den Inselgirlanden zusammen, die im Verein 
mit der Halbinsel Kamtschatka von Alaska bis Südchina eine fast 
ununterbrochene Yorpostenkette des größten Festlandes gegen den 
größten Ozean bilden. Durch diese drei ßogenlinien wird die pazi- 
fische Bandzone in drei Stufen zergliedert, von denen, wie Fig. 10 
darstellt, jede östliche tiefer liegt als die benachbarte westliche. 
Weiter im S ist der litorale Bogen in der Küste von Annam noch 
deutlich erkennbar, in den Inselbögen aber treten verwickeitere Ver- 
hältnisse auf, die erst noch der Klarlegung bedürfen. Zu einem 
innern Inselbogen scheint sich noch ein äußerer zu gesellen, bestehend 
aus den Bonininseln, den Marianen und den Palauinseln, aber vor- 
läufig können wir ihre Zusammengehörigkeit nur damit begründen, 
daß sie ebenso, wie die andern Inselbögen, an ihrer Ostseite von 
tiefen ozeanischen Gräben begleitet werden. Jedenfalls beginnt vom 
30. Parallel an eine zunehmende Zerstückelung und Auflösung; 
sie erreicht ihren Höhepunkt 

c) in den insularen australischen Bögen. Auch hier ist die 
Zusammenfassung der Inseln zu Bögen noch vielfach problematisch, 
und es empfiehlt sich, die zahlreichen Eilande W. L. vorläufig ganz 
aus dem Spiel zu lassen, bis wir über die Gestalt des Meeresbodens 
in diesen Gegenden besser unterrichtet sind. 

d) Die asiatischen Faltenzüge streichen über die Beringenge 
nach der Neuen Welt hinüber, die mit der Halbinsel Alaska und 
den Aleuten noch Teil nimmt an den ostasiatischen Bögen. Was 
den amerikanischen Faltengürtel vor Allem charakterisiert, 
ist seine Geschlossenheit, die selbst in Zentralamerika nur durch 
verhältnismäßig schmale Einsenkungen unterbrochen wird. Ein Ver- 
gleich mit dem eurasiatischen Gürtel liegt nahe. In beiden schwillt 
durch Einschaltung von Hochflächen die Erhebungszone zu beträcht- 
licher Breite an, aber in der Alten Welt nimmt die Breite regelmäßig 
nach W ab, (Zentralasien unter 90° 3200 km, Iran unter 60° 
1300 km, Kleinasien unter 35° 670 km), während in der Neuen 
Welt Verschmälerung und Erweiterung wechseln und zwei Maximal- 



40 Der Erdkörper und die Grandzüge seiner Oberflächengestaltung 

breiten, die aber beträchtlich hinter den asiatischen zurückstehen, 
zu beiden Seiten des Äquators auftreten: die nordamerikanische unter 
40 1 / 2 °N ist 1600 km, und die südamerikanische unter 20° B. 730 km 
breit. Den amerikanischen, besonders den nordamerikanischen 
Hochflächen eigentümlich sind die scharenweise auftretenden und in 
der Längsrichtung des ganzen Gürtels angeordneten kurzen Berg- 
ketten, die auf der Karte wie ein breiter Zug von Raupen erscheinen 
und daher Raupengebirge genannt werden mögen. In Zentralasien 
finden sich solche in der Gobi und vielleicht in Tibet. Solche 
seltsame Bogenkrümmivrjgeri, wie im europäischen Faltengürtel fehlen 
in Amerika; langgestreckte und am Ende kulissenförmig gegen 
einander verschobene Gebirgszüge herrschen vor, mit Ausnahme 
von drei Stellen mit reiner Bogenform, die aber z. g. T. erst aus 
den insularen Bruchstücken wiederhergestellt werden muß. Es sind 
dies der Alaskabogen im N, der westindische, der durch die Cor- 
dilliere von Merida mit dem südamerikanischen Faltengürtel in 
Verbindung steht und sich anderseits an die ostwestlich streichenden 
Gebirge von Zentralamerika anschließt (vgl. S. 34), und endlich 
der westantarktische, der Feuerland vielleicht über Südgeorgien und 
die Südorkney-Inseln mit dem echten Faltengebirge des Graham- 
landes verbindet. 10 Es deutet unzweifelhaft auf ein bisher noch 
dunkles Gesetz hin, daß die beiden zuletzt genannten Bögen ebenso 
wie die westpazifischen, ihre konvexe Seite nach Ost wenden. Ein 
ferneres Unterscheidungsmerkmal zwischen dem eurasiatischen und 
amerikanischen Faltengürtel kann man darin erblicken, daß sich an 
dem Aufbau des letztern Eruptivgesteine in beträchtlich größerem Um- 
fang beteiligen. Endlich ist auch die geographische Lage verschieden. 
Der eurasiatische Faltengürtel scheidet mit Ausnahme von Ostiran — 
denn der Persische Golf und das Mittelmeer kommen als Binnenmeere 
hier nicht in Betracht — Land von Land, der amerikanische aber in 
seiner ganzen Ausdehnung Meer von Land. Hierin gleicht er zwar 
den ostasiatischen Bögen, aber diese sind viel breiter und geben 
großen Flächen Raum. Daher hat Eurasien drei Hauptabdachungen, 
die Neue Welt aber nur eine: die zum Atlantischen Ozean. 

2. Im Faltengürtel dauerte die faltende Bewegung bis in das 
Spättertiär an, während sie in der borealen und australen Gruppe 
schon in der Frühzeit der paläozoischen Periode erlosch. Nur zwei 
größere Gebirge machen davon eine Ausnahme: der Ural und das 
Kapgebirge, das vom Olifantsfluß bis v 28°0 reicht und nach 
Süess im Pondoland wieder auftaucht. Das Alter dieser Gebirge 
dürfte jungpaläozosich sein, im südlichen Ural wahrscheinlich noch 
jünger. Alle altern Faltengebirge sind aber durch die zerstörenden 



Die Grundzüge der Gestaltung der Erdoberfläche 41 



Kräfte des Wassers, des Eises und des Windes in Rumpfflächen 
verwandelt, haben also ihren tektonischen Charakter eingebüßt. 
Allerdings gibt es auch hier noch Gebirge, aber sie verdanken 
ihr Dasein entweder Brüchen und Verwerfungen oder der Fluß- 
erosion oder der Widerstandskraft des Gesteins oder dem Vulka- 
nismus. In weitaus dem größten Teil dieser Länder liegen schon 
die kambrischen Schichten horizontal, und die Oberflächenform des 
Tafellandes ist daher weit verbreitet. Einen fast ebenso großen Rauin 
nehmen die Tiefländer ein, die durch Aufschüttung junger lockerer 
Massen entstanden sind. Dieses Vorherrschen des Flachlandes kommt 
auch darin zum Ausdruck, daß mit Ausnahme von Afrika und Dekan 
das Land nur an wenigen Stellen von größerer Ausdehnung die See- 
höhe von 500 m übersteigt. 

Im Vergleich zum Faltengürtel mag man die borealen und au- 
straten Länder wohl einförmig nennen, aber sie sind es nicht völlig. 
Schon auf Grund des geologischen Baues lassen sich verschiedene 
Hauptglieder unterscheiden. So im borealen Eurasien die bri- 
tischen Inseln, das große archäische Massiv Fennoskandia (Skandi- 
navien, Finnland, Kola), das norddeutsche Tiefland, die russische 
Tafel, die ihr Gegenstück in der ostsibirischen Tafel hat, von der 
sie durch die Tieflandsmulden von Westsibirien und Turkestan ge- 
schieden ist. In Nordamerika entspricht der die Hudsonbai um- 
gebende archäische Landgürtel dem baltischen Fennoskandia, nach 
W steigt das Prärienplateau zum Felsengebirge an, im S breitet sich 
die appalachische Tafel aus, an die sich dann junge Tiefländer an- 
schließen. In Südamerika ist die Form des Tieflandes vorherrschend 
aber im erheben sich zwei alte Massive, die von Guayana und von 
Brasilien. Im australen Teil der Ostfeste tritt uns zunächst die 
Wüstentafel entgegen, die die Sahara, Arabien und Syrien umfaßt. 
Das übrige, geologisch allerdings noch sehr unvollständig bekannte 
Afrika bis zum südlichen Faltengebirge ist eine archäische Rumpf- 
fläche mit ausgedehnten Sandsteindecken, die sich nach innen zu 
dem Becken des Niger, des Tschadsees, des oberen Nil, des Kongo 
und zum Sambesi-Kalahari-Becken senkt. Madagaskar und Dekan 
verraten in ihrem Bau Verwandtschaft mit Afrika. In Australien 11 
haben die altpaläozoischen Faltungen den Charakter eines zusammen- 
hängenden Gebirges nur im Osten bewahrt, aber schon westlich davon 
bis ungefähr zum 137. Meridian und dann wieder westlich vom 
130. Meridian sind sie nur noch bruchstückweise erhalten. Alte 
Eruptivgesteine setzen jene Ketten zusammen, die in ost-westlicher 
Richtung das zentrale Tafelland durchschneiden. Wenn wir, ab- 
gesehen 'vom Grahamland, auch Antarktika in die australe Gruppe 



42 Der Erdkörper und die Grundzüge seiner Oberflächengestaltung 

einreihen, so stützen wir uns auf die Erfahrungen im Viktorialand, 
wo einer Unterlage von kristallischen Gesteinen eine mächtige 
Sandsteindecke in horizontaler Lagerung aufruht. 12 

Das Gestaltungsgesetz. 13 Der erste Versuch, die Mannigfaltigkeit 
der Oberflächengestaltung einem geometrischen Gesetz unter- 
zuordnen, ging von Elie de Beaumont aus (1852). Nach seiner An- 
nahme muß dieses Gesetz in irgend einem symmetrischen System 
seinen Ausdruck finden. Auf einer Kugeloberfläche gehen durch jeden 
Punkt unendlich viele größte Kreise, und es gilt nun, diejenigen auf- 
zufinden, die die Kugeloberfläche in gleiche und regelmäßige Figuren 
teilen, und unter den möglichen Fällen denjenigen zu wählen, der 
die größte Übereinstimmung zwischen den Richtungen der größten 
Kreise und den beobachteten orographischen Linien darstellt. Auf 
diese Weise entstand ein Pentagonalnetz, wodurch die Erdober- 
fläche in 120 gleiche rechtwinklige sphärische Dreiecke zerlegt 
wurde. Wir brauchen uns bei diesem Versuch nicht länger auf- 
zuhalten, denn er ist verdientermaßen schon längst der Vergessen- 
heit anheimgefallen. Gkegoey sagt treffend, Beaumont's System 
sei nur auf eine symmetrisch gebaute Welt anwendbar; in seinem 
Netze sind die antipodischen Flächen immer ähnlich, aber gerade die 
antipodische Ungleichheit ist der Grundzug der heutigen Erdoberfläche. 

Dieser Tatsache trägt Geeen's Tetraedersystem (1875) Rech- 
nung. 14 Seine Hypothese beruht auf der mathematischen Erwägung, 
daß unter den regelmäßigen Körpern bei gegebener Oberfläche die 
Kugel das größte und das Tetraeder das kleinste Volumen besitzt. 
Indem sich die Erde durch Abkühlung zusammenzieht, muß sie die 
tetraedische Form anstreben, weil sich nur so die größte Ver- 
kleinerung des Inhalts mit der geringsten Veränderung der Ober- 
fläche vereinigt. Anderseits strebt aber die rotierende Erde die 
sphärische Gestalt an, und "die wirkliche Oberfläche resultiert aus 
dem Kampfe dieser beiden entgegengesetzten Tendenzen. Daher 
kommt hier nicht das regelmäßige Tetraeder, die von vier gleichen 
Dreiecken eingeschlossene Pyramide, in Betracht, sondern das Hexa- 
kistetraeder, das dadurch entsteht, daß man jeder Tetraederfläche eine 
flache sechsseitige Pyramide aufsetzt. Denkt man sich noch die 
Kanten abgestumpft, so ist die Oberfläche eines solchen Körpers 
nahezu sphäro'idal. Geeen orientiert nun sein Tetraeder in der Weise, 
daß die erste Ecke mit dem Südpol zusammentrifft; die zweite kommt 
etwas westlich vom mittlem Niltal, die dritte ungefähr an die Yukatan- 
küste und die vierte in die Gegend der Marianen zu stehen. Auf 
diese Weise entsprechen die Kanten des tetraedrischen Grundkörpers 
den Kontinenten und die Flächen den Ozeanen; freilich trifft dies, 



Die Grundzüge der Gestaltung der Erdoberfläche 43 

von den unbekannten Polargebieten abgesehen, einigermaßen genau 
nur bei Europa-Afrika und dem Großen Ozean zu. Die Anordnung 
der Festländer und Meere erklärt sich daraus, daß das Wasser stets 
die sphärische Gestalt annehmen, also über den Tetraederflächen 
sich ansammeln muß. 

Nachdem Green's Hypothese mehr als 20 Jahre fast unbeachtet 
geblieben war, wurde sie um die Wende des Jahrhunderts mit einem 
Mal von französischen und englischen Geologen wieder auf die 
Tagesordnung gesetzt. Doch mußte sie sich verschiedene Umände- 
rungen gefallen lassen. De Lapparent und Aeldt nehmen unregel- 
mäßige Tetraeder an, letzterer gibt ihm auch gekrümmte Kanten 
und Flächen. Die Achse fällt, wie bei Green, mit der Drehungs- 
achse zusammen, eine Ecke bildet daher den Südpol, die drei anderen 
werden in die archäischen Massivs von Canada, Finnland und Ost- 
sibirien verlegt. Michel-Levy verrückte das Tetraeder etwas, um 
seine vulkanischen Bruchzonen auf sechs größte Kreise zu bringen, 
und Bertrand nimmt zwei Tetraeder, ein nördliches und ein süd- 
liches, mit gekrümmten Kanten an. Schon diese Unsicherheit zeigt, 
daß das Tetraedersystem von Willkürlichkeiten ebensowenig frei ist 
und der Natur ebensoviel Zwang antut, wie das Pentagonalsystem. 
Aber der Grundgedanke ist nicht ohne weiteres von der Hand zu 
weisen. Manche charakteristische Erscheinungen der gegenwärtigen 
Erdgestaltung finden in Green's Hypothese eine befriedigende Er- 
klärung, wie die antipodische Anordnung der Festländer und Meere, 
von der nur das südliche Südamerika eine Ausnahme macht; die 
Gestalt der Kontinente, die ihre breite Seite dem Nordpol zukehren 
und im Süden mit Zuspitzungen enden; die von La Caillc und 
Maclean behauptete geringere Abplattung der Südhalbkugel und die 
langsamere Zunahme der Schwere auf derselben, endlich auch eine 
gewisse Anordnung der vertikalen Maße, auf die wir später (S. 50) 
die Aufmerksamkeit lenken werden. Aber die Verteilung von Wasser 
und Land hat sich im Lauf der geologischen Zeiträume geändert, 
und es ist bezeichnend, daß sich Gregory, um die Theorie damit 
in Einklang zu bringen, zur Vermutung gedrängt sah, daß das 
Tetraeder in frühern geologischen Perioden umgekehrt orientiert 
war, d. h. seine Spitze dem Nordpol zuwandte. Es leuchtet ein, 
daß ein wanderndes Tetraeder nichts mehr erklären würde, wenn 
man nicht zugleich auch das Gesetz der Verschiebung aufdecken 
könnte. 

Als ein zweiter Grundzug im Antlitz der Erde wird die große 
Bruchzone (vgl. Fig. 8, S. 32) betrachtet. Nach Green's Meinung 
lag sie 1 einst in der Ebene der Ekliptik; Ebbe und Flut im Erd- 



44 Der Erdkörper und die Grimdzüge seiner Oberfläehengestaltimg 

innern mußten hier die größten Spannimgsänderungen hervorrufen, 
die endlich zum Einbruch führten, gerade so wie ein Draht, der 
hin- und hergebogen wird, endlich bricht. Dagegen verlegt Emerson, 
sonst ein warmer Anhänger Green's, die Bruchzone nach dem Äquator 
und stützt sich dabei auf die Annahme verschiedener Geologen, daß 
der Nordpol früher in der Nähe der Beringstraße lag. Demzufolge 
fiel damals der Äquator annähernd in die Ebene der Ekliptik. Die 
Erde drehte sich schneller und die Abplattung war größer als heut- 
zutage, aber unter dem Einflüsse der von Ost nach West fortschreitenden 
Gezeitenwelle verlangsamte sich die in entgegengesetzter Eichtung er- 
folgende Rotation, die Abplattung mußte sich den geänderten Ver- 
hältnissen anpassen, und der äquatoriale Wulst brach zusammen. Auch 
da muß man die Frage aufwerfen, ob wir wirklich berechtigt sind, die 
westindischen, mediterranen und ostindischen Einsturzfelder zu einer 
Zone zu vereinigen. Nicht nur, daß diese Zone in Vorderasien über 
hohe Tafelländer und Bergketten verläuft, sie müßte auch noch in 
dem Relief des Meeresbodens zu erkennen sein, aber soweit unsere, 
allerdings mangelhafte Kenntnis desselben reicht, lassen sich dort 
Spuren einer Bruchzone nicht entdecken. 

Ähnlich verhält es sich mit der Anordnung der Gebirge. Es 
gilt, ihre annähernd äquatoriale Streichrichtung in der Alten Welt 
und ihren annähernd meridionalen Verlauf auf der pazifischen Erd- 
hälfte zu erklären. Kreichgauer 15 verlegt die Gebirgsbildung durch 
Faltung in die Zone des mathematischen Äquators. Da die Ab- 
plattung der Erde als eine konstante Größe betrachtet wird, so muß 
der äquatoriale Durchmesser, der durch die Auffaltung vergrößert 
wurde, wieder verkleinert werden, und dies geschieht durch den 
Zusammenschub der Erdrinde in der dazu senkrechten Richtung. 
Dem primären Äquatorialgebirge entspricht also stets ein sekundäres 
Meridionalgebirge. Auch diese Theorie verlangt eine Verschiebung 
der Pole, um den altweltlichen Gebirgsgürtel in äquatoriale Breiten 
zu rücken, und auch hier gilt^ derselbe Einwurf, den wir oben ge- 
macht haben, nämlich daß der Boden jener Meeresteile, die der 
hypothetische Tertiäräquator durchschneidet, keine Spur von Auf- 
faltung verrät. Da in verschiedenen Erdperioden Gebirge in ver- 
schiedenen Gegenden entstanden sind, muß Kreichgauer zu einer 
phantastischen Wanderung des Nordpols vom südlichen Polarkreis, 
durch den Großen Ozean seine Zuflucht nehmen, wobei er der Erd- 
rinde die Fähigkeit zuschreibt, bei unveränderter Lage der Drehungs- 
achse im Weltraum wie ein Überzug über eine feste Kugel hinweg- 
zugleiten. 

Charakteristisch für die gegenwärtige Erdoberfläche ist ferner 



Die Grundzüge der GestaltUDg der Erdoberfläche 45 

die Verschiebung der südlichen Kontinente gegenüber den 
nördlichen; Geeen erklärt sie als eine Torsionserscheinung längs 
der Bruchzone. Infolge der Orientierung des Tetraeders mit der 
Spitze gegen den Südpol und der Grundfläche gegen den Nordpol 
hat die südliche Halbkugel einen etwas kleineren Radius und rotiert 
schneller, sie eilt der Nordhalbkugel nach voraus. Prinz, 16 der 
hierin ein allgemeines planetarisches Gesetz erblickt, hat auf seiner 
Erdkarte eine Menge solcher nach NW abschwenkender Linien ein- 
gezeichnet, und seine Darstellung verdient insofern Beachtung, als 
sie zeigt, zu welchen Willkürlichkeiten alle derartigen geometrischen 
Konstruktionen führen. Eine seiner Linien verläuft an den West- 
küsten Australiens und der hinterindischen Halbinsel und findet 
ihre Fortsetzung im Himalaja; das dazu gehörige, nach W ver- 
schobene Stück ist der Ural! So werden zwei Gebirge von ganz 
verschiedenem Alter miteinander in Beziehung gesetzt, und gerade 
das, was die Alte Welt auszeichnet, der große ostwestliche Hoch- 
landgürtel, als etwas Nebensächliches behandelt. Emerson macht 
gegen die Torsionshypothese geltend, daß von den drei Festland- 
paaren die beiden Amerika und Asien- Australien ungleichmäßig gegen- 
einander verschoben sind, und Europa- Afrika gar nicht, und führt 
das ganze Phänomen auf Niveauveränderungen zurück. Nordamerika 
und Asien haben im Laufe der geologischen Geschichte im Land 
verloren, im W Land gewonnen, während Australien auf dieselbe 
Weise scheinbar nach gewandert ist. Aber auch in dieser Auffassung 
steckt viel Unsicheres, und keine Sache wird klarer, wenn man 
Hypothesen auf Hypothesen häuft. Auch das Gestaltungsgesetz, das 
die großen Züge im Antlitz der Erde unzweifelhaft beherrscht, ge- 
hört zu jenen naturwissenschaftlichen Fragen, auf die wir, vorläufig 
wenigstens, mit einem ignoramus antworten müssen. 

Vertikaler Aufbau der Erdkruste. Die neuen Erdkarten mit 
Linien gleicher Höhe (Isohypsen) und gleicher Tiefe (Isobathen) 
(vgl. Karte I) eröffnen uns einen lehrreichen Einblick in den Aufbau 
der Erdkruste. Setzen wir die ganze Erdoberfläche = 100, so er- 
halten wir für die einzelnen Höhen- und Tiefenstufen folgende 
Prozentzahlen: 











nach Penck 


nach Wagner 












(1889) 17 


(1908) * 


8840—4000 m 
4000—3000 „ 


über 


dem Me< 


^resniveau 


0,5 
0,6 


| 1 Proz. 


3000—2000 „ 


,, 


,, 


•i 




1,2 " 


1,2 „ 


2000 — 1000 „ 


,, 


ii 


ii 




4,3 


4,i „ 


1000— 200 „ 


,, 


ii 


h 




13,0 


12,9 „ 


200- „ 


» 


ii 


n 




10,5 


10,0 „ 



46 Der Erdkörper und die Grundzüge seiner Oberfläeliengestaltung 



0— 200 
200—1000 
1000—2000 
2000—3000 
3000—4000 
4000—5000 
5000—6000 
6000—9670 



nach Penck 


nach Wagneb 


(1889) l7 


(1908) J 


■esniveau 5,2 


3,9 Proz 


3.2 


3,3 .. 


3,4 


4,7 .. 


„ 6,6 


7,0 „ 


„ 14,5 


15,5 „ 


„ 23,0 


22,2 „ 


„ 12,o 


13,i „ 


„ 2.o 


1 „ 



Wir können diese Zahlen in der Weise graphisch darstellen, 
daß wir den Meeresspiegel als Abzissenachse nehmen und darauf 
die den einzelnen Stufen entsprechenden Strecken auftragen. Dann 




Fig. 11. Hypsographische Kurve der Krustenoberfläche. 

errichten wir in jedem Teilpunkt Ordinaten, für das Land nach 
oben, für das Meer nach unten, geben ihnen die betreffenden Höhen 
(8844, 4000, 3000 usw.) und verbinden endlich ihre Endpunkte mit 
einer Kurve, die den allmählichen Übergang, wie er in der Natur 
Regel ist, zum Ausdruck bringen soll. Die Endpunkte dieser hypso- 
graphischen Kurve sind die größte Landhöhe (Mt. Everest 8840 m 
und die größte bekannte Meerestiefe (9630 m). Ihr Verlauf ist sehr 
wechselnd: von 8840 m bis 2000 m Seehöhe steil, dann sich ver- 
flachend, besonders zwischen 200 m und dem Meeresspiegel, und sich 
in derselben Weise bis 200 m Tiefe fortsetzend. Hier erst hört. 
die Kontinentaltafel auf. Dann folgt bis etwa 3000 m Tiefe ein 
Steilabfall, den wir als Kontinentalböschung (aktische Region) auf- 
fassen können, endlich die Tiefenregion (abyssische Region), flach 
bis 6000 m, dann wieder steil. In Prozenten der Erdoberfläche 
kommen diesen drei Hauptteilen der Kruste folgende Werte zu: 



Die Grundzüge der Gestaltung der Erdoberfläche 



47 





nach Penck 


nach Wagner 


Kontinentaltafel . . +8840 bis 


- 200 m 35,3 


33,i Proz. 


Kontinentalböschung — 200 „ 


-3000 m 13,2 


15,o „ 


Tiefenregion . . .-3000 „ 


-9636 m 51,5 


51,9 „ 



Mehr als die Hälfte der Erde nimmt also der Tiefboden des 
Weltmeeres ein. 

Den vertikalen Aufbau der einzelnen Kontinente und Ozeane 
nach den drei Höhen- und den drei Tiefenstufen zeigt in Prozenten 
der betreffenden Einheiten die nachstehende Tabelle. 18 



Höhenstufen 


P< 

o 

3 


ö 

.2 

"m 
< 


BS 
< 


a 

CO 

< 


p3 

S-c Si 
O <» 

525 a 


et 
• -* 

'S "3 

:-i CD 
CO g 


+3 


Hochstufe (über 2000 m) . . 
Mittelstufe (200—2000 m) . 
Unterstufe (unter 200 m) 


1,5 

! 41,7 

56,8 


14,1 
60,5 
25,4 


82,2 

15,4 


0,8 

63,2 
36,o 


6,o 

61,6 

32,4 


9,0 

48,4 
42,6 


62,5 
29,8 



Tiefenstufen 


Atlanti- 
scher 
Ozean 


Indischer 
Ozean 


Großer 
Ozean 


Meer 


Kontinentalstufe od. Schelf (0—200 m) 
Kontinentalböschung (200— 3000 m) . 
Tiefenregion (über 3000 m) .... 


11,5 

25,5 
63,o 


4,6 
21,2 

74,2 


5,4 
14,5 

80,1 


19,2 

73,7 



Auf dem Festland herrscht überall die Mittelstufe vor, mit 
Ausnahme von Europa, dem nur Südamerika nahe kommt. Die 
Hochstufe ist am meisten in Asien und Südamerika entwickelt. Der 
massige, auch vertikal wenig gegliederte Bau Afrikas findet in obigen 
Zahlen einen treffenden Ausdruck. Die ozeanischen Becken sind noch 
gleichartiger als die Festländer, doch tritt die Eigenart des Atlantischen 
Ozeans in der relativ großen Ausdehnung der beiden oberen Stufen 
deutlich hervor. 

Mittlere Höhen und Tiefen. Die Ausmessung der Flächen 
zwischen den Isohypsen und Isobathen bildete in neuester Zeit auch 
vielfach die Grundlage von Berechnungen der mittleren Höhe des 
Festlandes und der mittleren Tiefe des Meeres, sei es, daß man 
dabei nur rechnerisch verfuhr, wie Mubbay 19 und der Verfasser, 17 
oder sich der hypsographischen Kurve bediente, wie Penck. 17 Diese 
Kurve schließt eine unregelmäßige Fläche ab, die an den geraden 
Seiten von den Ordinaten der höchsten Erhebung und der größten 
Tiefe und von der, der Ausdehnung des betreffenden Kontinentes 
oder Ozeans entsprechend laugen Abszisse (dem Meeresspiegel) be- 
grenzt nvird (vgl. Fig. 11). Der Quotient dieser Fläche und der 



48 Der Erdkörper und die Grundzüge seiner Oberflächengestaltunj 



Länge der Abszisse ist die gesuchte mittlere Höhe bzw. Tiefe. 
Neben dieser planimetrischen Methode hat sich Heiderich 1 
auch der Profilmethode bedient, und in neuerer Zeit hat Karstens 20 
auch wieder die ältere Feldermethode, die aber nur für die 
Ozeane angewandt wird, zu Ehren zu bringen gesucht. Uns scheint 
Penck's Methode den Vorzug zu verdienen, schon deshalb, weil sie 
auf kontinentale und ozeanische, auf große und kleine Gebiete in 
gleicher und einfacher Weise anwendbar ist, wenn sie auch bei der 
Konstruktion der Kurve Willkürlichkeiten nicht ganz ausschließt. 
Doch dürfen wir von diesen Mittelwerten nicht zuviel verlangen; sie 
bieten uns bequem zu handhabende Vergleichszahlen, führen aber 
nur auf indirekte Weise zu Vorstellungen über die Hauptzüge der 
Oberflächengestaltung und die Ausdehnung der Gebirge, Hoch- und 
Tiefebenen. Wie große Fortschritte unsere Kenntnis von den Relief- 
verhältnissen des Landes in den letzten fünfzig Jahren gemacht hat, 
ersieht man am besten aus einem Vergleich der HuMBOLDT'schen 
Schätzung der mittleren Höhe mit den neueren Ermittlungen. Hum- 
boldt hatte 300 m gefunden, jetzt nimmt man rund 700 m als 
wahrscheinlichsten Wert an, jedoch mit Ausschluß von Antarktika. 
Für diese hat jüngst Meinardus 21 auf Grund der Luftdruckverteilung 
eine mittlere Höhe von 2000 m herausgerechnet, und die Zahl klingt 

nach den Erfahrungen der 
SHAKLETON'schen Expe- 
dition, die bereits eine 
Seehöhe von 3000 m er- 
reicht hat, nicht unwahr- 
scheinlich. Die mittlere 
Landhöhe würde sich da- 
durch auf rund 800 m 
erhöhen; die entsprechende 
Zahl für das Meer ist 
3700 m. 

Wir können uns, wie 
Fig. 12 zeigt, alles Land 
und alles Wasser zu je 
einem Block vereinigt denken; das Volumen des Landblocks ist 
= 148823000 qkm X (3,7 + 0,s) km = 670 Mill. cbkm, das Volumen 
des Wasserblocks = 361128000 qkm x 3,7 km = 1336 Mill. cbkm, 
und der Landblock verhält sich somit zum Wasserblock wie 1 : 2- 
Das ist annähernd dieselbe Verhältniszahl, die wir für die beiden 
Oberflächen gefunden haben. 

Denken wir uns den Landblock gleichmäßig über die Erde aus- 




Fig. 1 2. Landblock (punktiert) und Wasserblock. 



Die Grandzüge der Gestaltung der Erdoberfläche 



49 



gebreitet, so würde der Meeresboden um 1300 m erhöht werden. 
Dieses Niveau, 2400 (= 3700 — 1300) m unter dem gegenwärtigen 
Meeresspiegel, nennen wir die mittlere Krustenhöhe (K in Fig. 12). 
Das Meer selbst, das nun die ganze Erde überflutet, hätte eine mitt- 
lere Tiefe von (1336 Mill.cbkm: 510 Mill.qkm) 2600 m, und der Erdhalb- 
messer würde dann um 2600 — 2400 = 200 m größer sein als jetzt. 
Obwohl die mittlere Meerestiefe fünfmal größer ist als die 
mittlere Landhöhe, sind die größten bekannten Tiefen und Höhen 
doch annähernd gleich. Schon ■ daraus müßte man den Schluß 
ziehen, daß auf dem Land die geringen Höhen und im Meer die 



OO" 70" 60" .50 
+ 2000 m jj 



lOOO m 



Nördliche Breite 

W" 30° 20" 10° 



Sil d Li che Breite 

20° 30" ho" 50° 60° 70° 90° 




- 3000 



</00O m 



Fig. 13. Mittlere Höhe des Landes und mittlere Tiefe des Meeres. 

(Die Breiten sind in orthographischer Projektion dargestellt, der Abstand zwischen 
den Parallelkreisen Avird polwärts in demselben Maß kleiner wie die dazwischen 

liegenden Flächen.) 

großen Tiefen vorherrschen, und wir haben bereits gesehen, daß 
dieser Schluß den Tatsachen völlig entspricht. 

Nach Breitenzonen sind die mittleren Höhen und Tiefen von 
Heiderich 1 und Tillo 22 und in der neuesten Zeit die mittleren 
Tiefen von Keümmel 1 berechnet worden. Aus den Höhenzahlen 
v. Tillo's und den Tiefenzahlen Krümmel's haben wir die mittlere 
Krustenhöhe der Zonen von je 10° Breitengraden abgeleitet und das 
Diagramm in Fig. 13 entworfen. Es ist in manchen Beziehungen 
lehrreich. Die mittleren Landhöhen sind beträchtlicherem Wechsel 
unterworfen, als die mittleren Meerestiefen, offenbar eine Folge davon, 

Supan, Physische Erdkunde. 5. Aufl. 4 



50 Der Erdkörper und die Grundzüge seiner Oberflächengestaltung 



daß das Land den zerstörenden und modellierenden Einflüssen vielmehr 
ausgesetzt ist, als der Tiefseeboden. Ferner ist beachtenswert, daß die 
mittlere Krustenhölie zweimal positiv wird, und zwar dort, wo annähernd 
die Ecken des GßEEN'schen Tetraeders liegen. Durch diese Anordnung 
der vertikalen Maße erscheint die Abplattung der Kruste gemildert. 
In den Grundzügen dürfte sich dieses Bild kaum mehr ändern, 
im einzelnen aber sind, wie nachstehende Tabelle zeigt, die Berech- 





Nach v 


. TlLLO 


Nach H 


EIDERICH 


Nach 
Krümmel 


Mittlere 




Mittlere 
Land- 
höhe 


Mittlere 

Meeres- 
tiefe 


Mittlere 
Land- 
höhe 


Mittlere 

Meeres - 

tiefe 


Mittlere 
Meeres- 
tiefe 


Krusten - 
höhe 


90—80° N 


860 


740 x 


— 


— 


2221 


- 1950 


80-70 


550 


630* 


1044 


510X 


860 


- 440 


70-60 


360* 


890 


492 


718 


767* 


Hh 50 


60—50 


470 


2130 


480* 


1801 


2197 


- 680 


50—40 


770 


3650 


652 


3762 


3845 


- 1430 


40—30 


1350 


4150 


1472 


3986 


4025 


- 1720 


30—20 


740 


4150 


750 


3647 


4059 


- 2250 


20—10 


520* 


4100 


576* 


3872 


4124 


- 2900 


10— 


690 


4020* 


618 


3489* 


3800* 


- 2780 


0-10° s 


550 


4100 


622 


3535 


3854 


- 2810 


10—20 


830 


4200 


907 


3789 


3919 


- 2870 


20—30 


600 


4420 


735 


3898 


3945 


- 2890 


30—40 


470 


4120 


528 


3666 


3906 


- 3400 


40—50 


540 


4210 


623 


3732 


3892 


- 3750* 


50-60 


400* 


3690 


393* 


2945 


3764 


- 3730 


60—70 


510 


2850 


843 


2651 


3352 


- 2970 


70—80 
80—90 


} 2000 


1580 


| - 


— 


1 1337 


| 4- 1300 



nungen noch immer etwas problematisch. Die Maxima und Minima 
fallen zwar meist in die gleichen Zonen, aber die Zahlen selbst 
weichen doch noch erheblich voneinander ab. Es erklärt sich zur Ge- 
nüge aus der Ungleichheit des Kartenmaterials und der Berechnungs- 
methode, sowie aus abweichenden Grenzbestimmungen. Wenn man 
dies im Auge behält, so wird man von der Übereinstimmung der 
neueren Ergebnisse betreffs der mittleren Höhe des Festlandes über- 
rascht sein, während inbezug auf die einzelnen Kontinente die Angaben 
zum Teil noch schwankend sind. (Siehe nebenstehende Tabelle). 

Vertikale und horizontale Ausdehnung scheinen im geraden 
Verhältnis zueinander zu stehen, 33 obwohl wir den ursächlichen 



x Diese Werte stammen aus der Zeit vor der ersten „Fram"-Expedition, 
die sehr beträchtliche Tiefen jenseits des 80. Parallels lotete. 



Die Grundzüge der Gestaltung der Erdoberfläche 



51 



Autoren 



O 

- 

W 



o © 

«5 



«5 

■ M 

'S ' 2 

OD g 

«5 






Humboldt (1844) . . 
(Einzelberechnungen) 
de Lapparent (1883) 27 
Mueray(1888) 19 
Supan (1889) " . 
Penck (1889) ,7 . 
v. Tillo (1889) 2S 
Heiderich (1891) 1 
Penck (1893) 18 . 
Wagner ( 189 5) 29 
Wagner(1900u.1908) x 
Penck (1909) 30 . . . 



205 
297 ! 
292 
286 
290 
280 
317 
375 
330 
300 
300 
300 



351 
940 24 
879 
972 
940 
950 
957 
920 
1010 
950 
950 
940 



662 25 

612 

616 

620 

650 

612 

602 

660 

650 

650 

670 



362 
245 
260 
280 
240 
470 
310 
300 
350 
360 



228 

595 
575 
610 
600 
622 
830 
650 
700 
700 
730 



345 
582 ' 
537 
633 
610 
630 
617 
760 
650 
650 
650 
580 



2000 ' 



307 

646 
686 
680 
705 
693 
744 
735 
700 
700 
710 



Als mittlere Tiefe der Ozeane wird angegeben: 



Autoren 


Atlantisches 
Gebiet 


Pazifisches 
Gebiet 


Indisches 
Gebiet 


Weltmeer 


Krümmel (1879) x 31 . . 


3180 


3650 


3310 


3440 


de Lapparent (1883) 27 . 


— 


— 


— 


4260 


Krümmel (1886) x ™ . , 


3070 


3650 


3310 


3320 


Murray (1888) x " 




3510 


4140 


3820 


3800 


Supan (1889)" . 




3330 


3870 


3600 


3650 


Penck (1889) 17 . 




3290 


3870 


3590 


3650 


v. Tillo (1 889) 28 . 




4020 


4380 


3670 


3800 


Heiderich (1891) 1 




— 


— 


__ 


3440 


Karstens (1894) 20 




3160 


3830 


3590 


3500 


Krümmel 1907) x » 




3260 


3860 


3860 


3680 



Zusammenhang nicht aufzudecken vermögen. Einige Zahlen wider- 
sprechen übrigens zum Teil dieser Vermutung. 

Literaturnachweise. l F. R. Heiderich, Die mittleren Erhebungs- 
verhältnisse der Erdoberfläche, Wien 1891. Nach Breitenzonen geben neue 
Zahlen H. Wagner in seinem Lehrbuch und 0. Krümmel im Handbuch der 
Ozeanographie, Bd. I., Stuttgart 1907, nach Längszonen A. v. Tillo in Peter- 
mann's Mitteilungen 1895, S. 96. — 2 H. Beythien, Eine neue Bestimmung des 
Poles der Landhalbkugel, Kiel 1898. Vgl. dazu die kritischen Bemerkungen von 
A. Penck in der Geographischen Zeitschrift 1899, S. 121, und von O. Krümmel 
in Petermann's Mitteilungen, Literaturbericht 1899, Nr. 569. — 3 G. W. v. Zahn, 
Der Isthmus von Tehuantepec, in der Zeitschrift der Gesellschaft f. Erdkunde, 



x Die Zahlen für die Einzelozeane habe ich, um Vergleichbarkeit zu erzielen, 
nach <len Zahlen der betreffenden Autoren und nach deren Methoden berechnet. 



52 Per Erdkörper und die Grundzüge seiner Oberflächengestaltung 

Berlin 1907. — 4 Über den Gebirgsbau Zentralamerikas s. die zusammen- 
fassenden Arbeiten von K. Sapper in den Ergänzungsheften Nr. 127 u. 151 zu 
Petermann's Mitteilungen. — 5 A. J. Jukes-Brown und J. B. Harrison, The 
Coral Rocks and Oceanic Deposits of Barbados, im Quarterly Journal of the 
Geological Society, Bd. XL VII (1891) u. Bd. XL VIII (1892). — 6 M. Blancken- 
horn, Neues zur Geologie und Paläontologie Ägyptens, in der Zeitschrift der 
Deutschen Geologischen Gesellschaft, 1900 u. 1901 (auch gesammelt u. d. T. 
Geologie Ägyptens, Berlin 1901). — 7 Sven Hedin, Transhimalaya, Leipzig 1909. 
Vgl. dazu die Karte von Tibet von H. Habenicht in Petermann's Mitteilungen 
1910, Taf. 2. — s W. Volz, Die geomorphologische Stellung Sumatras, in der 
Geographischen Zeitschrift 1909. — 9 F. v. Richthofen, Geomorphologische 
Studien aus Ostasien. Fünf Abhandlungen in den Sitzungsberichten der Berliner 
Akademie der Wissenschaften 1900—03. — 10 J. G. Andersson, On the Geology 
of Graham Land, im Bulletin des Mineral.-geolog. Instituts in Upsala 1906, 
Bd. VII. — " H. Basedow, Beiträge zur Kenntnis der Geologie Australiens, 
in der Zeitschrift der Deutschen Geologischen Gesellschaft, Bd. LXI, 1910. — 
12 National Antarctic Expedition 1901 — 04, Natural History, Bd. I, Geology, 
London 1907. — 13 O. Beul, Frühere und spätere Hypothesen über die regel- 
mäßige Anordnung der Erdgebirge nach bestimmten Himmelsrichtungen; 
München 1905. — u Lowthtan Green's Werk: Vestiges of the molten Globe 
(1. Bd. London 1875; 2. Bd. Honolulu 1887) ist selten, man findet aber alle 
notwendigen Aufschlüsse darüber in J. W. Gregory, The Plan of the Earth 
and its Causes (im Geographical Journal, 1899, Bd. XIII), W. Prinz, L'hypothese 
de la deformation tetraedrique de la terre (im Annuaire astronomique pour 
1902, Brüssel), B. K. Emerson, The Tetrahedral Earth and Zone of the Inter- 
continerital Seas (im Bulletin of the Geological Society of America 1900, 
Bd. XI), und in Th. Arldt, Die Gestalt der Erde, in Gerland's Beiträgen 
zur Geophysik 1905, Bd. VII. — 15 D. Keeichgauer, Die Äquatorialfrage in der 
Geologie, Steyl 1902. Die Theorie von J. Golfier (Esquisse d'un Systeme 
orthogonal, im Bulletin de la Societe geologique de France, 1903) stimmt im 
wesentlichsten Punkt mit der Auffassung Kreichgauer's überein. — 16 W. Prinz, 
Sur les similitudes que presentent les cartes terrestres etplanetaires, im Annuaire 
de l'observatorie Royal de Bruxelles pour 1891. — 17 In Petermann's Mitteilungen 
1889, S. 17. (Daselbst auch die Berechnung von A. Supan.) — 18 A. Penck, 
Morphologie der Erdoberfläche, Bd. I. — 19 Sir John Murray im Scottish Geo- 
graphical Magazine, 1888, S. 1. — 20 K. Karstens, Eine neue Berechnung der 
mittleren Tiefen der Ozeane, Kiel 1894. — 21 W. Meinardus in Petermann 's 
Mitteilungen 1909, S. 304 und 355. — 22 A. v. Tillo in Petermann's Mitteilungen, 
1889, S. 48. — 23 G. Leipoldt, Die mittlere Höhe Europas, Plauen i.V. 1874. — 
24 O. Lorentzen, Die mittlere Höhe von Asien, Leipzig 1906. — 25 J. Chavanne, 
Die mittlere Höhe Afrikas, in den Mitteilungen der Wiener Geographischen 
Gesellschaft, 1881. — 26 H. Haack, Die mittlere Höhe von Südamerika, Halle a.S. 
1896. — 27 A. de Lapparent, Traite de Geologie, Paris 1883. — 28 A. v. Tillo, 
in den Iswesstijä der Russischen Geographischen Gesellschaft, 1889, S. 113. — 
29 Herm. Wagner, Areal und mittlere Erhebung der Landflächen, sowie der 
Erdkruste; in Gerland's Beiträgen zu Geophysik 1894. Bd. IL — 30 A. Penck, 
Die Erdoberfläche, in A. Scobel's Geographischem Handbuch, Bielefeld 1909, 
Bd. I. — 3X O. Krümmel, Versuch einer vergleichenden Morphologie der Meeres- 
räume, Leipzig 1879. — 32 O. Krümmel, Der Ozean, Leipzig 1886. — 33 A. v. Tillo 
in Petermann's Mitteilungen 1889, S. 49. 



Zweiter Abschnitt. 

Die Lufthülle. 



Allgemeine Vorbemerkungen. 

Die Schwankungen. Alles auf Erden ist steten Veränderungen 
unterworfen. Sie vollziehen sich umso rascher, je beweglicher die 
Teilchen sind: in der Regel langsam und nur in größern Zeiträumen 
zu merklichen Wirkungen sich summierend in der festen Erdoberfläche, 
schon deutlich wahrnehmbar in der flüssigen, und am schnellsten in 
der gasförmigen Lufthülle, die in der Form eines Hohlsphäroids die 
Erde umgibt. Ein Teil dieser Zustandssch wankungen kehrt annähernd 
regelmäßig zu bestimmten Zeiten wieder — wir nennen sie die peri- 
odischen — ; andere, die un periodischen, sind an kein Zeitgesetz 
gebunden und erscheinen uns daher überhaupt als willkürlich, ja der 
naiven Anschauung geradezu als Eingriffe höherer Mächte in die Ord- 
nung der Dinge, und die Wissenschaft arbeitet unablässig daran, auch 
sie in den gesetzmäßigen Zusammenhang der Erscheinungen einzureihen. 

Um periodische und unperiodische Veränderungen voneinander 
zu scheiden und die ersteren zum klaren Ausdruck zu bringen, gibt 
es einen bequemen Weg: die Bildung mathematischer Mittel 
aus längeren, ununterbrochenen Beobachtungsreihen. Die ganze 
Meteorologie beruht auf dieser Methode. Sie führt uns zur Erkenntnis 
einer täglichen und einer jährlichen Periode, und schon treten, 
wenn auch noch nicht in so scharfen Umrissen, Perioden höherer 
( h'dnung in unsern wissenschaftlichen Gesichtskreis. 

Indes darf man von der Methode der Mittelbildung nicht zuviel 
erwarten. Sie beruht auf der Voraussetzung, daß die Störungen der 
Periode — d. h. die unperiodischen Veränderungen — eben so oft 
im negativen wie im positiven Sinn auftreten, und diese Voraus- 
setzung trifft nirgends in vollem Maß zu, und umso weniger, je 
komplizierter ein Phänomen ist. Auch die meteorologischen Elemente, 
wie Temperatur, Luftdruck, Winde, Feuchtigkeit, Niederschlag, ver- 



54 Die Lufthülle 



halten sich in dieser Beziehung verschieden; bei manchen sind die 
unperiodischen Veränderungen so übermächtig, daß selbst in lang- 
jährigen Mittelwerten die eine oder andere Periode nur schwach 
durchschimmert oder gar völlig verdeckt wird. Die jährliche Periode 
wird verhältnismäßig am wenigsten dadurch betroffen, und ihr 
kommt auch in der geographischen Klimalehre die größte Bedeu- 
tung zu. 

Höhe der Lufthülle. 2 Die Luft bildet einen Bestandteil der 
Erde, aber ihre äußere Grenze ist unsicher. Man hat ihre Höhe 
nach dem ersten Aufleuchten der Sternschnuppen, nach dem Ver- 
schwinden der blauen Himmelsfarbe bei Eintritt der Dämmerung 
und nach anderen Anzeichen auf rund 200 — 250 km berechnet, also 
nur auf den 30. Teil des Halbmessers der festen Erde. Darüber 
hinaus erfüllen verdünnte Gase den Eaum zwischen dem Planeten und 
der Sonne: Gase, die man im Gegensatz zur Erdenluft als Himmels- 
luft bezeichnet hat, und die sehr wohl zu unterscheiden sind von 
dem Äther, jenem angenommenen Medium, das alle Zwischenräume 
zwischen der ponderablen Materie erfüllt und uns die elektrischen, 
Wärme- und Lichterscheinungen vermittelt. Während die Erdenluft 
noch an der Bewegung der Erde teilnimmt, verharrt die Himmels- 
luft in relativer Ruhe oder bewegt sich nach verschiedenen Rich- 
tungen, begleitet aber zugleich das ganze Planetensystem auf seiner 
Wanderung durch, den Weltenraum. Eine ziffermäßige Grenze 
zwischen der Himmels- und Erdenluft läßt sich noch nicht angeben, 
aber aus der Beobachtung der „silbernen Wolken (jESSE'schen 
Nachtwolken)" wissen wir, daß sich schon in 82 km Höhe die Luft- 
schichten nicht mehr in völliger Abhängigkeit von der Drehung der 
Erde befinden. Die meteorologischen Erscheinungen beschränken sich 
aber auf eine verhältnismäßig geringe Höhe. Die Atmosphäre ist, 
wie alle Körper, schwer; eine bis zum Meeresniveau herabreichende 
Luftsäule hält im Mittel einer 760 mm hohen Quecksilbersäule das 
Gleichgewicht. Mit zunehmender Höhe nimmt der Luftdruck 
ab, denn die auf dem Barometer lastende Luftsäule wird kleiner. 
Dem Luftdruck ist aber auch die Dichte proportional, denn jede 
Schicht drückt auf die untere und preßt sie zusammen. Schon in 
5513 m Seehöhe ist die Luft um die Hälfte dünner als im Meeres- 
niveau (Dichte = 1), und in einer Höhe von 59400 m ist der Baro- 
meterstand schon auf x / 4 mm Uli( i die Dichte auf 0,ooo3 gesunken. 

Zusammensetzung der Luft. Die trockene Atmosphäre ist ein 
Gemenge von Gasen, von denen folgende fünf die wichtigsten sind: 
Stickstoff 78,03 Prozent des Volumens, Sauerstoff 20,99 Prozent, Argon, 
ein dem Stickstoff verwandtes, aber schwereres Element 0,94 Prozent, 



Allgemeine Vorbemerkungen 55 

Kohlensäure 0,03 und Wasserstoff 0,oi Prozent. Diese Zusammen- 
setzung kann für alle Breiten und für Höhen bis ungefähr 6000 m als 
konstant betrachtet werden. Darüber hinaus gewinnen die leichten Gase 
die Oberhand; und es ist berechnet worden, daß jenseit 70 — 80 km 
Höhe ein Wasserstoffmantel die eigentliche Lufthülle umschließt. 

Unter den genannten Bestandteilen sind der Sauerstoff, der 
den Atmungsprozeß des tierischen Organismus unterhält, und die 
Kohlensäure, die Ernährerin der Pflanzenwelt, am wichtigsten. 
Die Existenzfähigkeit des Menschen hört auf, wenn sich der Sauer- 
stoffgehalt auf 17,2 Prozent vermindert. Da dünnere Luft weniger 
Sauerstoff enthält als dichtere, so ist dem tierischen Leben eine 
Höhengrenze gesetzt/ 'die 13000 m nicht übersteigen dürfte. Die 
sogenannte „Bergkrankheit", die fast jeden in bedeutender Seehöhe 
befällt, wird nicht durch die geringe Dichtigkeit der Atmosphäre, 
sondern durch die Abnahme des Sauerstoffgehaltes verursacht; er- 
hielt sich doch Berson noch in 9155 m Höhe (4. Dez. 1894) durch 
künstliche Zufuhr von Sauerstoff frisch bei Kräften. Bei der Fahrt 
am 31. Juli 1901 blieb das Befinden der beiden Luftschiffer, Berson 
und Süring, ebenfalls . bis 9000 m Höhe normal, und bis 10250 m 
Höhe konnten die meteorologischen Instrumente noch regelmäßig ab- 
gelesen werden; auch damit scheint aber die äußerste Höhengrenze 
für den menschlichen Organismus noch nicht erreicht worden zu sein, 
denn die Italiener Mina und Piacenza sollen am 12. August 1909 
bis 11700 m Höhe aufgestiegen sein. Da Sauerstoff bei der Ver- 
witterung einiger Mineralien verbraucht wird, so ist die Frage be- 
rechtigt, ob er sich nicht im Lauf der Zeit vermindere. Aber 
diese Gefahr scheint nicht drohend zu sein; da durch die Zer- 
setzung der Kohlensäure, von der die Pflanzen nur den Kohlenstoff 
aufnehmen, immer wieder Sauerstoff der Luft zugeführt wird, so 
brauchen nur die Vorräte an Kohlensäure vermehrt zu werden, und 
dafür sorgen die vulkanischen Ausströmungen in ausreichender 
Weise. Von den zufälligen Bestandteilen der Luft ist der Wasser- 
dampf als eine wesentliche Bedingung des organischen Lebens am 
wichtigsten. Er ist zwar immer und überall vorhanden, aber seine 
Menge ist außerordentlichen Schwankungen unterworfen. Staub, 
gasförmige Fäulnisprodukte und mikroskopische Organismen, die 
häufig die Träger ansteckender Krankheiten sind, verunreinigen 
überall die Luft, besonders in Fabrikbezirken und Großstädten. In 
Palermo beträgt der Gehalt an organischen Substanzen vom Februar 
bis Mai O.102 und steigert sich im trockenen Sommer auf 0,ieo Volum- 
prozente. Der Regen wäscht also gleichsam die Atmosphäre und 
ist daher von eminenter sanitärer Bedeutung. 



56 Die Lufthülli 



Literaturnachweise. * Hier sind zunächst von den unfangreicheren 
Darstellungen der physischen Geographie zu nennen: S. Günther, Handbuch der 
Geophysik, 2. Aufl., Stuttgart 1899, mit einer unerreichten Fülle von Literatur- 
angaben in steter Rücksichtnahme auf die geschichtliche Entwicklung; Hann, 
Hochstetter, Pokorny, Allgemeine Erdkunde, 5. Aufl. (bearbeitet von J. Hann, 
E. Brückner u. A. Kirchhoff), Wien 1896—99; F. Katzel, Die Erde und das 
Leben, Leipzig 1901 — 02; S. Arrhenius, Lehrbuch der kosmischen Physik, 
Leipzig 1903; E. de Martonne, Traite de geographie physique, Paris 1909. 
Allgemeine Werke über Meteorologie und Klimatologie : J. Hann, Lehrbuch der 
Meteorologie, Leipzig 1901, 2. Aufl. 1906 (die zweite Auflage ersetzt die erste 
nicht völlig, da manche Partien kürzer behandelt und die literarischen Nach- 
weise weniger zahlreich sind). Eine ausgezeichnete geschichtliche Darstellung 
gibt das im Erscheinen begriffene Werk von H. Hildebrandsson und L. Teisserenc 
de Bort, Les bases de la meteorologie dynamique, Paris seit 1898. Die um- 
fangreichsten klimatologischen Darstellungen sind: J. Hann, Handbuch der 
Klimatologie, 2. Aufl., Stuttgart 1897, (1. u. 2. Band in dritter erweiterter Auflage 
1908 u. 1910), und A. Woeikow, Die Klimate der Erde, Jena 1887. Kartographische 
Darstellungen bieten Hann's Atlas der Meteorologie in Berghaus' Physikalischem 
Handatlas, Gotha 1887, und noch vollständiger J. G. Bartholomew u. A. J.Herbert- 
son, Atlas of Meteorology (Bd. IV von BARTHOLOMEw'sPhysical Atlas), London 1899. 
— 2 W. Förster, Von der Erdatmosphäre zum Himmelsraum, Berlin 1906. 

Die Erleuchtung und Erwärmung der Erdoberfläche. 

Wärmequellen. Licht und Wärme, die uns die Sonne spendet, be- 
dingen das organische Leben. Gegenüber der Sonne verschwinden alle 
andern Wärmequellen. Die Eigenwärme unseres Planeten trägt nach 
Trabert nur 0,i° zur Erhöhung der Oberflächentemperatur bei und könnte 
im Laufe eines Jahres nur eine Eisschicht von 7,4 mm Dicke schmelzen; 
und wäre die Erde allein auf die Wärme, die die Fixsterne uns zusenden, 
angewiesen und ohne Lufthülle, so würde ihre Oberflächentemperatur, 
wie Hann meint, den absoluten Nullpunkt ( — 273°) nicht übersteigen. 

Die Sonne ist ein glühender Körper, umgeben von einer eben- 
falls glühenden Atmosphäre, die für uns allein sichtbar ist. Auf 
ihrer Oberfläche bemerkt das bewaffnete Auge wechselnde Flecken, 
über deren Wesen die Meinungen noch geteilt sind. Rudolf Wolf 
erkannte in ihrem Auftreten eine gewisse Regelmäßigkeit, indem 
von einem Maximum bis zum nächsten durchschnittlich ein Zeit- 
raum von 11 Jahren verstreicht. Wir werden sehen, wie sich diese 
Fleckenperiode auch in einigen irdischen Phänomenen widerspiegelt. 

Die Sonne sendet leuchtende und dunkle oder Wärmestrahlen aus; x 



x Langley 


gibt 


für 


die Verteilung der 


Energie im 


Sonnt 


■nspektrum 


folgende Werte: 






















Wellenlänge in 






















Mikron .... 


0,35 


0,40 


0,45 


0,50 


0,55 


0,60 


0,65 


0,70 


0,75 


0,77 


Spektrum . . . 


violett 


blau 


grün 


gell) 


orange 


rot 


dunk 


plrot 




Licht 


— 


0,8 


2,8 


25,o 


82,o 


66,5 


12,3 


0,5 


— 


— 


Wärme 


1,8 


5,3 


1.1,9 


17.3 


20,7 


21,9 


22 2 


21,4 


20,7 


21),: 



Die Erleuchtung und Erwärmung der Erdoberfläche 



57 



einige davon zeichnen sich auch durch ihre chemischen Wirkungen 
aus. Diese Unterscheidung ist wichtig, wie wir später sehen werden. 
Die Bestrahlungsgesetze. Nicht die Bestrahlung an sich, sondern 
ihre ungleichmäßige Verteilung ist die letzte Ursache aller 
meteorologischer Prozesse; sie ist begründet in der Kugelgestalt der 
Erde, in ihrer Rotation und in der Schiefe und elliptischen Gestalt 
ihrer Bahn. 

1. Die Kugelgestalt bewirkt, daß die Sonnenstrahlen die Erd- 
oberfläche unter verschiedenen Winkeln treffen, Aus Fig. 14 ist 
ersichtlich, daß die Fläche, auf die ein 

Strahlenbündel unter einem schiefen 
Winkel (e) auffällt (AB), größer ist, 
als die, die von demselben Strahlen- 
bündel senkrecht getroffen wird (A C) ; 
die Wirkung ist im erstem Fall, 
weil sie sich über eine weitere Fläche 
verteilt, schwächer als im zweiten, 
wo sie sich auf die kleinste Fläche 
konzentriert. Die Erleuchtung und Er- 
wärmung wächst mit dem Sinus des 
Einfallswinkels der Sonnenstrahlen. x 

2. Infolge der Achsendrehung der Erde ist immer nur eine 
Erdhälfte den Sonnenstrahlen ausgesetzt, während die andere die 
empfangene Wärme in den kalten Weltraum ausstrahlt. An jedem 
Punkt der Erdoberfläche wechseln also Tag und Nacht, eine Zeit 
der Erwärmung und eine Zeit der Abkühlung, und die Temperatur 
ist somit einer 24 stündigen Periode unterworfen. Sie steigt mit 
zunehmendem Einfallswinkel vom Morgen bis zum Mittag, nimmt 
dann entsprechend der Verringerung des Einfallswinkels bis zum 
Sonnenuntergang ab, und die Abnahme setzt sich während der 
Nacht bis zum nächsten Sonnenaufgang fort. 

3. Würde die Bahn, auf der die Erde die Sonne umwandelt, 
mit der Äquatoriale bene zusammenfallen, so würde jeder Punkt der 
Erdoberfläche das ganze Jahr hindurch die Sonnenstrahlen unter 
dem gleichen Winkel empfangen, Tag und Nacht wären immer und 
überall von gleicher Dauer, und es gäbe keine Jahreszeiten und 
keine jährliche Temperaturperiode. Nun bildet aber die Erdbahn mit 




Fig. 14. 



x Die Bestrahlungsintensität in AB {= I) verhält sich zu der in A C 

(= 1) umgekehrt wie die Flächen. 

1:1 = AG :AB , 

AG 
I = ----- = co* (90° - e) = sin s . 
Aß 



58 



Die Lufthülle 



der Äquatorialebene einen Winkel von 23 1 / 2 ° (genauer 23° 27'), und 
die Erdachse, die während des ganzen Umlaufes mit sich selbst 
parallel bleibt, ist unter einem Winkel von ßß 1 ^ (genauer 66° 33') 
gegen die Erdbahn geneigt. Die nachstehenden Figuren zeigen die 
Stellung der Erde zur Sonne in den vier Epochen des Jahres. Die 
Sonnenstrahlen können wegen der großen Entfernung beider Himmels- 
körper voneinander als parallel gedacht werden. 

Fig. 15 stellt die Erde am 22. Dezember dar. Der Wendekreis 
des Steinbocks, 23 1 / 2 ° südl. vom Äquator, wird von senkrechten 

Strahlen getroffen. Die ganze 
Kalotte innerhalb des nördlichen 
Polarkreises (öß 1 /^ B.) fällt in die 
unbeleuchtete, die ganze Kalotte 
innerhalb des südlichen Polar- 
kreises in die beleuchtete Erd- 
hälfte. Die südliche Hemisphäre 
hat den längsten, die nördliche 
den kürzesten Tag; auf jener be- 
ginnt der astronomische Sommer, auf dieser der Winter, und zwar 
einerseits wegen der Kürze des Tages, anderseits weil jeder Punkt 
der Nordhalbkugel die Sonnenstrahlen unter einem spitzeren Winkel 
empfängt, als ein unter gleicher Breite befindlicher Punkt auf der 
südlichen Hemisphäre. 

Am 21. März und 23. September steht die Erde in den Schnitt- 
punkten der Bahn und der Äquatorialebene (s. Fig. 16). Senkrechte 




Fig. 15. 
Stellung der Erde am 22. Dezember. 




Fig. lfi. Stellung der Erde am 21. März Fig. 17. Stellung der Erde am 22. Juni, 
und 23. September. 

Strahlen treffen nur den Äquator; der Winkel, unter dem die Strahlen 
auf die beiden Hemisphären einfallen, ist unter gleicher geographischer 
Breite gleich. Ebenso ist auf der ganzen Erde (mit Ausnahme der 
Pole) Tag und Nacht gleich lang. An diesen beiden Tagen beginnen 
die astronomischen Übergangs] ahreszeiten Frühling und Herbst. 

Fig. 17 zeigt die Stellung der Erde zur Sonne am 22. Juni. 
Senkrechte Sonnenstrahlen fallen auf den Wendekreis des Krebses 
[23 1 l 2 ° n - B.)- Die nördliche Hemisphäre hat den längsten Tag und 



Die Erleuchtung und Erwärmung der Erdoberfläche 59 

Sommeranfang, die südliche den kürzesten Tag und Winteranfang; 
und ebenso verhalten sich die beiden polaren Kalotten gerade um- 
gekehrt wie am 22. Dezember. 

Von den vier astronomischen Jahreszeiten weichen die meteoro- 
logischen in bezug auf die Begrenzung und Dauer etwas ab: 

Nordhemisphäre Südhemisphäre 
Dezember — Februar . Winter Sommer 

März— Mai .... Frühling Herbst 

Juni — August . . . Sommer Winter 

September — November Herbst Frühling. 

4. Die Länge der astronomischen Jahreszeiten ist etwas ver- 
schieden, und die nördliche Halbkugel erscheint dadurch bevorzugt, 
denn ihr Winterhalbjahr (23. September bis 21. März) dauert nur 
179 Tage, während es auf der südlichen 7 Tage länger ist. Der 
Grund dieser Ungleichheit liegt in der elliptischen Gestalt der Erd- 
bahn, die allerdings sehr wenig von der Kreisform abweicht, denn 
die Exzentrizität (Abstand der Brennpunkte vom Mittelpunkt) beträgt 
nur 1/ 60 der großen Achse. 

Die Sonne steht, wie Fig. 18 schematisch zeigt, in einem 
Brennpunkt, und die Erde befindet sich daher einmal im Jahr in 
der Sonnennähe (Perihel) und einmal in der Sonnenferne (Aphel). 
Während die Erde im Mittel in 24 Stunden einen Bogen von 59' 8" 
zurücklegt, rückt sie im Perihel um 61' 10" und im Aphel nur um 
57' 12" vor. Da die Erde jetzt am 1. Januar im Perihel und am 
2. Juli im Aphel steht, so gelangt sie rascher vom Herbst- zum 
Frühlingspunkt, als vom Frühlings- zum Herbstpunkt, woraus sich 
die längere Dauer des südlichen Winters und nördlichen Sommers 
erklärt. 

Das Perihel hat aber keine konstante Lage, sondern verschiebt 
sich jährlich um 6I.7" in der Eichtung gegen den Frühlingspunkt, 
und dementsprechend das Aphel gegen den Herbstpunkt, so daß 
die Sonne im Sommersolstitium (22. Juni) nicht mehr im Zeichen 
des Krebses steht, wie vor 2000 Jahren zur Zeit Hippakch's, des 
Begründers der wissenschaftlichen Astronomie, sondern 30° westlich 
davon. Wenn das Perihel den Frühlingspunkt erreicht haben wird, 
werden Sommer- und Winterhälfte des Jahres gleich sein. Von da 
an wird die Südhemisphäre begünstigter sein, und in ungefähr 
10500 Jahren werden Perihel und Aphel ihre Plätze gewechselt 
haben, und der nördliche Winter wird länger sein als der südliche. 
In einem Zeitraum von [360° oder 1 290000" : 61,7 =) ungefähr 
21000 Jahren vollführt somit die Apsidenlinie (PA in Fig. 18) einen 
Umlauf. Man nennt diesen Vorgang die Präzession. 



60 



Die Luftliülh 



Auf die Wärmezufuhr haben jedoch diese Veränderungen keinen 
Einfluß, auch wenn einmal der Unterschied von Sommer- und Winter- 
halbjahr seinen äußersten 
Grenzwert von 36 Tagen 
erreicht haben wird. Unter 
allen Umständen erhält 
jede Halbkugel im Winter- 
halbjahr 37 und im Sommer- 
halbjahr 63 Prozent der 
jährlichen solaren Strahlen- 
menge, und nur darin be- 
stellt ein Unterschied, daß 
sich die konstante 
Wärmezufuhr auf ver- 
schieden lange Perioden verteilt, daß also, wenn die Zahl der Tage 
eines Halbjahrs größer ist, durchschnittlich weniger Wärme auf einen 
Tag entfällt als im entgegengesetzten Fall. 

Das Grundgesetz des solaren Klimas. Die Erleuchtung und Er- 
wärmung jedes Punktes der Erdoberfläche hängt in erster Linie von 
der Sonnenhöhe, d. h. dem Einfallswinkel der Sonnenstrahlen, und 
von der Dauer der Bestrahlung, d. h. der Tageslänge ab. Beide sind 
eine Funktion der geographischen Breite. 




Fig. 18. Die Erdbahn. 




Fio-. 19. 



Fig. 20. 



In Fig. 19 steht für den nordhemisphärischen Punkt B die Sonne 
an einem Sommertag am Mittag in S 1 und an einem Wintertag 
in S r Im erstem Fall ist ihr Abstand vom Äquator [A Q) oder ihre 
Deklination (Winkel 8 X ) positiv, im zweiten (Winkel Ö 2 ) negativ. Be- 
zeichnen wir die geographische Breite von B mit (p (entsprechend dem 



Die Erleuchtung und Erwärmung der Erdoberfläche Gl 

»Bogen Z Q), so ist die Höhe der Sonne über dem Horizont (HH) im 
ersten Fall = (90° — cp) + r5j, und im zweiten = (90° — cp) — d r 
Für die südliche Hemisphäre ist die nördliche Deklination der Sonne 
negativ und die südliche positiv. 

Fig. 20 stellt uns eine Halbkugel in der Epoche ihres Sommer- 
anfangs dar. Die Grenze zwischen der beleuchteten und unbeleuch- 
teten Hälfte geht durch den Punkt A, 66 y«^ vom Äquator, 23 1 / 2 ° 
vom Pol (P) entfernt. Ein Punkt in der Breite cp befindet sich 
Mittags in B', tritt bei D in die Nachthälfte ein und verläßt diese 
bei C; der Tagbogen CB'D ist augenscheinlich beträchtlich größer 
als der Nachtbogen BBC. Die Größe des halben Nachtbogens B C 
entspricht dem Winkel i\ wir können ihn aus dem rechtwinkligen 
sphärischen Dreieck PAC, worin AP 237 2 ° und PC = PQ - CQ 
oder 90° — cp ist, nach der Formel cos t = tang 23 1 / 2 ° x cotang 
(90°— cp) berechnen und das Bogenmaß dann in Zeitmaß x übertragen. 

So entscheidend auch die geographische Breite für die Wärme- 
zufuhr ist, so ist sie für die endgültige Temperaturverteilung doch 
nicht der einzige Faktor, und es widerstreitet daher durchaus den 
tatsächlichen Verhältnissen, wenn man die aus den Zeiten der 
griechischen Naturphilosophie uns überkommene Einteilung jeder 
Hemisphäre in drei Klimazonen, die durch die Wende- und Polar- 
kreise voneinander getrennt werden, noch aufrecht erhalten will. 
Dagegen behalten diese Zonen noch ihren vollen Wert, wenn man sie 
ausschließlich auf die Beleuchtungsverhältnisse anwendet; nur 
muß man ihnen dann andere als die üblichen Namen beilegen. Wir 
nennen den Gürtel zwischen Äquator und Wendekreis die Tropen-, 
den zwischen Wende- und Polarkreis die mittlere, und den Kugel- 
abschnitt innerhalb des Polarkreises die polare Zone. Nur bis zur 
Grenze der Tropenzone treffen senkrechte Strahlen die Erdober- 
fiäche, und zwar zweimal im Jahr und nur an den Wendekreisen 
einmal. Die mittlere Zone hat mit der tropischen nur den regel- 
mäßigen Wechsel von Tag und Nacht innerhalb 24 Stunden gemein. 

Vom Äquator, wo Tag und Nacht immer gleich sind, bis zu 
den Polen, w 7 o ein halbjähriger Tag mit einer halbjährigen Nacht 
wechselt, nimmt im Sommer die Tages- und im Winter die Nacht- 
länge stufenweise zu: 

Tropische and mittlere Zone: 



G. B. 

Längster Tag . 
Kürzester Tag 
Unterschied . 


0° 10o 20° 30° 

12 h m 12 h 35 ra 13 h 13 m 13 h 56 m 

12 11 25 10 47 10 4 

1 10 2 26 3 52 

24 Stunden, 1° = 4 Minuten. 1' 


40° 50° 60° 

14 h 51 m 16 h 9 m 18 h 30 m 

9 9 7 51 5 30 

5 42 8 18 13 

= 4 Sekunden. 


66 Vs 
24 h m 


24 


x 360° = 





62 Die Lufthülle 



70° 


SO" 


90° 


65 


134 


186 Tage 


60 


127 


179 ,. 



Nordpolare Zone: 

G. B. 6G'/, 
Die Sonne geht nicht unter . 1 
Die Sonne geht nicht auf . 1 

Für die südliche Hemisphäre sind die Zahlen umzukehren. Am 
antarktischen Pol geht z. B. die Sonne 179 Tage nicht unter und 
186 Tage nicht auf. 

Einfluß der Lufthülle. Wir haben bisher von der Lufthülle ab- 
gesehen, durch die die Zufuhr von Licht und Wärme wesentlich 
modifiziert wird. Nicht alle Sonnenstrahlen gelangen bis zur Erd- 
oberfläche, besonders die roten werden von der Atmosphäre gleich- 
sam verschluckt, und die Abhängigkeit der Belichtung und Erwärmung 
von der Sonnenhöhe wird dadurch noch erheblich verschärft, denn 
je schiefer die Strahlen einfallen, desto länger ist ihr Weg durch 
die Lufthülle. x Namentlich sind es Kohlensäure und Wasserdampf, 
die die dunklen Wärmestrahlen absorbieren; es ist jedermann 
bekannt, wie sehr dichter Nebel oder eine ununterbrochene Wolken- 
decke die Bestrahlung verhindern. Diese atmosphärische Eigen- 
schaft selektiver Wärmedurchlässigkeit oder Diathermanität kommt 
uns aber insofern wieder zugut, als sie auch die nächtliche Wärme- 
ausstrahlung der Erdoberfläche vermindert; sie mildert die tägliche 
wie die jährliche Temperaturperiode. 

Andere Strahlen, besonders die blauen, werden, vielleicht von 
feinsten Stäubchen, die die Atmosphäre trüben, nach allen Seiten 
zerstreut, und diesem Vorgang ist die blaue Farbe des Firmaments 
zuzuschreiben. Der Diffusion haben wir es auch zu danken, daß 
der ganze Himmel uns Licht und Wärme zustrahlt, und daß die 
beschatteten Teile der Erdoberfläche nicht finster und kalt sind. 

Solange die Sonne nicht tiefer als 18° unter dem Horizont 
steht, wird ihr Licht von der Atmosphäre reflektiert; so entsteht 
die Dämmerung, die die astronomische Dauer der Nächte be- 
schränkt. Jener Grenzwert wird am Abend um so später und am 
Morgen um so früher erreicht, je kleiner der Winkel ist, den die 
scheinbare Sonnenbahn mit dem Horizonte bildet; die Dauer der 
Dämmerung wächst daher mit der geographischen Breite. In der 
Tropenzone gehen Tag und Nacht fast unvermittelt ineinander über. 
Dagegen gibt es von 50V 2 ° B. an zur Zeit des höchsten Sonnen- 
standes keine eigentlichen Nächte mehr, indem Abend- und Morgen- 
dämmerung ineinander fließen. In der Breite von St. Petersburg 
z. B. dauern diese hellen Nächte vom 27. April bis 15. August. Für 

x Strahlungsintensität in Prozenten auf einer horizontalen Fläche: 
Sonnenhöhe . 90° 80° 70° 60° 50° 40° 30° 20° 10° 0° 
Prozente . . 78 76 72 65 55 44 31 17 5 



Die Erleuchtung und Erwärmung der Erdoberfläche 



63 



die polare Zone erweist sich die Dämmerung, die die monatelange 
Nacht verkürzt, als eine besondere Wohltat. Unter 70° B. währt der 
Tag vom 20. Mai bis 23. Juli, aber die Nächte vorher vom 30. März 
angefangen und nachher bis zum 12. September werden ganz von der 
Dämmerung erfüllt. Am Nordpol beginnt die Morgendämmerung am 
4. Februar, die Sonne geht am 21. März auf und am 23. September 
unter, und am 6. November erlischt auch die Abenddämmerung. So 
wird die volle Nacht auf 90 Tage eingeschränkt. 

Verteilung der Wärmemengen. Die Wärmemenge, die senk- 
rechte Sonnenstrahlen an der Grenze der Atmosphäre der Erde zu- 
führen, beträgt nach Langley 3 Kalorien pro Quadratzentimeter und 
Minute. x Man nennt diesen Wert die Solarkonstante, ohne damit 
sagen zu wollen, daß er wirklich konstant ist. Nimmt man den 
Verlust, den die Wärmestrahlen bei ihrem Durchgang durch die 
Lufthülle erleiden, zu 40 Prozent an und wählt man, um zu große 
Zahlen zu vermeiden, als Einheit diejenige Wärmemenge, die der 
Äquator bei mittlerer Sonnenferne in den Äquinoktien erhält, so ge- 
staltet sich nach Angot 1 die Wärmeverteilung auf der Erdober- 
fläche, wie folgt: 





Dez. bis 
Febr. 


März bis 
Mai 


Juni bis 

Aug. 


Sept. bis 

Nov. 


Jahr 


Monal 

Maxi- 
mum 


;liches 

Mini- 
mum 


Schwan- 
kung 


90° X 


_ 


8,i 


20,2 


0,i 


28,4 


9,9 


— 


9,9 


80 




10,4 


22,6 


0,5 


33,5 


10,3 


— 


10,3 


70 


0,1 


16,5 


28,6 


2,5 


47,7 


11,8 


— . 


11,8 


60 


1,1 


24,1 


35,6 


6,6 


67,4 


13,8 


— 


13,8 


50 


4,9 


31,5 


41,3 


12,9 


90,6 


15,3 


0,7 


14,6 


40 


11,1 


37,6 


45,3 


20,6 


115,2 


16,2 


2,i 


13,5 


30 


20,o 


42,2 


47,2 


28,2 


137,6 


16,4 


5,3 


ll,i 


20 


28,4 


44,6 


47,o 


35,i 


155,1 


15,9 


8,2 


V 


10 


36,2 


45,i 


44,6 


40,6 


166,5 


15,3 


11,1 


4,2 





42,5 


43,4 


40,i 


44,2 


170,2 


15,3 


12,8 


2,5* 


io° s 


47,3 


39,6 


34,o 


45,6 


166,5 


15,8 


10,4 


5,4 


20 


49,7 


33,9 


26,5 


45,o 


155,i 


17,0 


V 


9,3 


30 


49,9 


27,o 


18,5 


42,2 


137,6 


17,5 


5,0 


12,5 


40 


47,8 


19,3 


10,6 


37,5 


115,2 


17,3 


2,4 


14,9 


50 


43,4 


11,9 


4,* 


30,9 


90,6 


16,3 


0,7 


15,6 


60 


37,2 


5,8 


0,9 


23,5 


67,4 


14,6 


— 


14,6 


70 


29,8 


2,0 


— 


15,9 


47,7 


12,5 


— 


12,5 


80 


23,3 


0,4 


— 


9,8 


33,5 


11,0 


— 


11,0 


90 


20,9 








7,5 


28,4 


10,5 


— 


10,5 



x D. h. diese Wärmemenge würde die Temperatur von 1 Kubikzentimeter 
Wasser in 1 Minute um 3° erhöhen. W. Wundt hält 2,i Kalorien für den 
wahrscheinlichsten mittleren Wert. 



64 Die Lufthülle 



Deutlich tritt uns in diesen Zahlen der Einfluß der Exzentrizität 
vor Augen: der südhemisphärische Sommer ist wärmer als der nord- 
hemisphärische , und umgekehrt verhält es sich mit dem Winter. 
Daher sind in den südlichen Breiten auch die Extreme schroffer 
und die jährliche Schwankung ist größer. Ferner ist zu beachten, 
daß die höchsten Monatstemperaturen vom Äquator bis über 30° B. 
hinaus zu- und dann erst wieder abnehmen: die gegen die Pole zu 
sich steigernde sommerliche Tageslänge ist also bis über die mittleren 
Breiten hinaus ein mächtigerer Faktor als die Sonnenhöhe. In der 
Jahressumme aber gleichen sich alle Unterschiede aus, und ganz 
gleichmäßig nimmt die Wärme vom Äquator gegen beide Pole ab. 

Dauer des Sonnenscheins. Die jährliche Dauer des möglichen 
Sonnenscheins, d. h. der Zeit, während der die Sonne über dem 
Horizont steht oder zu stehen scheint, läßt sich leicht berechnen. 
Sie wächst mit der atmosphärischen Strahlenbrechung, d. h. mit 
der Breite. Das gilt aber nur für die Ebene. Im Gebirgstal ist 
der Horizont beschränkt, und Peuckeb, 2 hat eine Methode angegeben, 
mit deren Hilfe man den Einfluß des Bergschattens zahlenmäßig 
ermitteln kann. So wird z. B. die mögliche Dauer des Sonnen- 
scheins in Innsbruck täglich im Durchschnitt um l h 25 m , in Hall- 
statt um 4 3 / 4 , in der Großen Schneegrube im Riesengebirge sogar 
um volle 7 Stunden verkürzt. Steigen wir dagegen auf einen freien 
Berggipfel, so sehen wir die Sonne länger als in der Ebene, weil 
wir einen weiteren Horizont überblicken. Mit der wirklichen 
Dauer des Sonnenscheins verhält es sich aber wesentlich anders. 
Wir sind über diesen wichtigen Punkt allerdings nur mangelhaft 
unterrichtet, weil erst in neuester Zeit brauchbare Beobachtungs- 
methoden gefunden wurden, und nur für Europa und die Vereinigten 
Staaten besitzen wir jetzt eine übersichtliche, wenn auch aus dem 
genannten Grund noch lange nicht erschöpfende Zusammenstellung 
der Resultate. 3 Das Wichtigste ist der Nachweis, daß die wirkliche 
jährliche Sonnenscheindauer im geraden Gegensatz zur möglichen 
mit wachsender Breite abnimmt. x Sie beträgt in Südeuropa über 
2000, in Norddeutschland aber nur 16 — 1 700 Stunden. König führt 
es auf die nach Norden abnehmende Sonnenhöhe zurück, oder mit 
anderen Worten, auf die zunehmende Länge des Weges, den die 



x Beispiele : 


"B. 


Mögliche Dauer: 
Stunden 


Wirkliche 
Stunden Froz 


Dauer: 
der möglichen Dauer 


Paulo wsk . . . 


59,7 


4490 


1684 






38 


Kassel .... 


51,3 


4458 


1582 






35 


Sonnblick (3100 m) 


47,0 


4465 


1531 






34 


Pola 


44,9 


4412 


2546 






57 



Die Erleuchtung und Erwärmung der Erdoberfläche 65 

Sonnenstrahlen durch die Atmosphäre zurückzulegen haben. Daneben 
spielt natürlich auch der verschiedene Grad der Bewölkung eine 
entscheidende Rolle; aus diesem Grund ist Rußland sonniger als 
die britischen Inseln, und erreicht die Sonnenscheindauer ihren 
höchsten bekannten Wert (über 3200 Stunden) auf den trockenen 
Hochflächen von Arizona und Neu-Mexico. Die Gebirgsstationen 
unserer Alpen haben im Herbst und Winter mehr Sonnenschein als 
die Niederungen, im Sommer aber beraubt sie die Wolkenbildung 
über den dominierenden Höhen dieser Begünstigung. 4 Eichhokn's 
Sonnenscheinkarte von Deutschland 5 zeigt deutlich den Einfluß des 
Mittelgebirgs auf die Verkürzung der Sonnenscheindauer und deren 
Zunahme in östlicher Richtung. In unseren Kulturländern kommt 
noch ein anderes einschränkendes Moment hinzu: die Trübung der 
Luft durch den Rauch der großen Städte und Fabrikorte. London 
mit seinem schweren Nebel ist ein schlagendes Beispiel hierfür. x 
Das Polarlicht. 6 Die polare Winternacht wird zeitweise von jenen 
eigentümlichen und rätselhaften Lichterscheinungen erhellt, die wir 
unter dem Namen Polarlichter zusammenfassen und je nach der 
Hemisphäre, auf der sie auftreten, als Nord- und Südlichter be- 
zeichnen. Das Nordlicht, das natürlich häufiger beobachtet und ein- 
gehender studiert wurde, ist besonders in einem 5 — 10 Meridiangrade 
breiten Grütel in der Nähe des Polarkreises heimisch, wo es ein fast 
tätliches Phänomen ist, und wird nach Norden wie nach Süden immer 
seltener. Fig. 21 verbindet die Orte gleicher Häufigkeit der Nord- 
lichter durch Linien von entsprechender Breite, die sich in kreis- 
iihnlicher Gestalt um einen Punkt zwischen dem geographischen und 
dem magnetischen Nordpol gruppieren. Da sich letzterer im ark- 
tischen Archipel von Nordamerika unter ungefähr 70 °B. und 96 °w. L. 
befindet, so erklärt es sich, .daß die Linien gleicher Häufigkeit in der 
Neuen Welt viel weiter gegen den Äquator hinabsinken als in der 
Alten, und somit die Parallelkreise schneiden. Auf der südlichen 
Halbkugel finden wir eine ähnliche Anordnung. Die Zone häufigerer 
Südlichter wird durch einen Kreis abgeschlossen, der ungefähr 44° 
vom magnetischen Südpol entfernt ist. Infolgedessen reicht hier das 
Phänomen in der Osthemisphäre weiter nach dem Äquator, und be- 
rührt der Grenzkreis im östlichen Australien noch den 30. Parallel, 
während er südlich von Amerika in ungefähr 55° B. vorüberzieht. 

x Aus Nachstehendem ist ersichtlich, wie sehr die westlichen Vororte von 
London begünstigt sind gegenüber den östlichen, denen die vorherrschenden 
Westwinde den Rauch der Hauptstadt zuführen : 

Kew London City Greenwich 

Dauer des Sonnenscheins, Stunden 1389 1026 1214 

Prozente der möglichen Dauer . . 31 23 27 

Supan, Physische Erdkunde. 5. Aufl. 5 



66 



Die Lufthülle 



Die spektralanalytischen Untersuchungen haben gelehrt, daß selbst 
in den Tropen das Polarlicht nicht selten ist, aber nur ausnahms- 
weise erreicht es hier eine solche Stärke, daß es sichtbar wird. 
Das große Nordlicht vom Jahr 1859 reichte fast bis zum Äquator, 
und auch von der südlichen Hemisphäre wissen wir, daß den Be- 
wohnern der alten Inkastadt Cuzko unter 12V 2 B. dieses Phänomen 
nicht unbekannt ist. Am glänzendsten zeigt es sich aber stets nur 
in der Maximalzone, wo es hauptsächlich in zwei Grundformen, als 




Fig. 21. Geographische Verbreitung des Nordlichts nach Fritz. 



Band- und Strahlen licht, auftritt. Das erstere besteht aus 
nebeneinander gereihten senkrechten Lichtstreifen, die den Eindruck 
von in der Luft fliegenden Bändern oder herabhängenden Draperien 
machen (Fig. 22). Die zweite Form ist ein leuchtender Bogen am 
nördlichen Himmel, dessen Enden sich auf den Horizont stützen 
(Fig. 23). Er umsäumt ein völlig dunkles Kreissegment, das man 
für einen grauen oder bräunlichen Nebel hält. Aus dem Lichtbogen 
schießen Strahlen in den mannigfachsten Farben hervor, um sich 
nicht selten über dem Scheitel des Beobachters zu einer glänzenden 
Krone zu vereinigen. Manchmal erscheint auch ein Bogen über dem 
anderen. Nur eine Modifikation des Strahlenlichts ist der ge- 
wöhnliche Nordlichtbogen ohne Bewegung und ohne Strahlen, 



Die Erleuchtung und Erwärmung der Erdoberfläche 



67 



der in den höheren Breiten jenseits der Maximalzone am häufigsten 
ist; manchmal erscheint hier aber noch ein zweiter Bogen im Süden, 




Fig. 22. Band-Nordlicht nach J. Pater. 




Fig. 23. Strahlen-Nordlicht zu Bergen in Norwegen nach H. Sattler. 



und beide tauschen Strahlen aus. In der innersten Arktis wird 
meist nur ein heller Nebel am südlichen Horizont sichtbar, und die 
geringe- Lichtentwickelung erklärt es, daß man hier Nordlichter nur 



68 



Die Lufthülle 



Dec. JFMAMJJASOS Deo 



selten beobachtet hat. In unseren Breiten wird zumeist nur eine 
helle, zuweilen rötliche Wolke von strahligem Bau oder ein diffuser 
weißlicher Schein am nördlichen Himmel wahrgenommen; doch ist 
das Licht in den Perioden größter Häufigkeit intensiv genug, um 
das Lesen zu gestatten und Schattenwurf zu erzeugen. Gewöhnlich 
ist aber die Lichtstärke auch in höheren Breiten so gering, daß 
Sterne I. und IL Größe durchschimmern, und selten wird die Leucht- 
kraft des Vollmonds übertroffen, daher auch die Häufigkeit der 
beobachteten Polarlichter zur Vollmondzeit ein Minimum erreicht. 
Wie die Erscheinungsweise und die Intensität, ist auch die Höhe 
der Polarlichter verschieden, auf Spitzbergen wird sie auf 55, auf 
Island sogar auf 400 km geschätzt, aber ohne Zweifel gehören sie 
noch der Lufthülle an. Bald sind sie nur innerhalb enger Grenzen 
sichtbar, bald beleuchten sie einen beträchtlichen Teil der Hemi- 
sphäre; bald dauern sie nur wenige Minuten, bald ganze Nächte, 

ja manchmal erstrecken sie sich sogar 
über .einen größeren Zeitraum, wie 
das Nordlicht, das vom 28. August bis 
7. September 1859 dauerte. Es gilt 
als Pegel, daß große Erscheinungen 
sich allmählich entwickeln und all- 
mählich verschwinden. 

Über die Natur des Polarlichts 
haben Lemström's Experimente den 
lange gewünschten Aufschluß gebracht. 
Am 29. Dezember 1882 gelang es ihm durch ein mit Spitzen ver- 
sehenes Drahtnetz, das auf dem Gipfel der kegelförmigen Pietarintunturi 
bei Kultala in Finnland aufgestellt wurde, ein wirkliches Nordlicht zu 
erzeugen, und die Untersuchungen der folgenden Jahre haben die 
Theorie wesentlich vervollständigt. Damit war die elektrische Natur 
des Polarlichts außer Zweifel gestellt; es ist, wie sich aus der Unter- 
suchung seiner Spektrallinien durch Paulsen ergibt, nichts anderes als 
der Effekt eines elektrischen Entladungsvorgangs. Nur darüber sind 
noch die Meinungen geteilt, wie dieser Vorgang zustande kommt, ob 
die Ursache in der Sonne oder in den obersten Schichten der Atmo- 
sphäre zu suchen sei. 7 

Am häufigsten sind die Polarlichter 1 bis 2 Stunden vor Mitter- 
nacht, nur in der Nähe des magnetischen Nordpols verspäten sie 
sich etwas. Über die jährliche Periode gibt Fig. 24 Aufschluß. Die 
Kurve aa stellt die Periode der Nordlichter dar, bb die der Süd- 
lichter (beide in Prozenten der Jahresmengen) und cc die mittlere 
tägliche Variation der Deklinationsnadel in München und Hobart (in 




Fig. 24. 



Jährliche Periode des 
Polarlichts. 



Die Änderung der Temperatur mit der Höhe 69 



Minuten). Alle drei Kurven zeigen Maxima zur Zeit der , Nacht- 
gleichen (März und Oktober) und Minima zur Zeit des höchsten und 
des tiefsten Sonnenstandes (Juni und Januar). Darin zeigt sich un- 
leugbar ein Zusammenhang niit dem Erdmagnetismus. Ebenso 
ist die elfjährige Periode mit dem Maximum zur Zeit der größten 
und dem Minimum zur Zeit der kleinsten Häufigkeit der Sonnen- 
flecken beiden Erscheinungen gemeinsam. In Island und Grönland 
zeigen die Polarlichter allerdings, aber nur zeitweise, ein anderes Ver- 
halten, und es hat den Anschein, als ob die Periodizität um so 
schärfer zum Ausdruck komme, je weiter der Beobachtungsort von 
der Maximalzone entfernt ist. 8 

Literaturnachweise. * A. Angot, Kecherches theoriques sur la distri- 
bution de la ehaleur a la surfaee du globe, in den Annales du Bureau central 
meteorologique de France, Annee 1883, I, Paris 1885. In streng mathematischer 
Weise behandelt neuerdings „Die Verteilung der solaren Wärmestrahlung auf 
der Erde" F. Hopfner in den Sitzungsberichten der Wiener Akad. d. Wiss., 
math.-naturwiss. Klasse, 1905, Bd. CXIV, Abteil. IIa. — 2 K. Peucker, Der 
Bergschaden , in den Verhandlungen der XII. Deutschen Geographentages zu 
Jena, 1897. — 3 H. König, Dauer des Sonnenscheins in Europa, in den Nova 
Acta der Leopoldina, Halle 1896; J. van Bebbeh, Der Sonnenschein in Europa 
und Nordamerika, in Natur und Offenbarung, 1896. — 4 H. Bach, der Einfluß 
der Alpen auf die Sonnenscheindauer, in „Natur" 1908. — 5 A. Eichhorn, Ent- 
wurf einer Sonnenscheindauerkarte für Deutschland, in Petermann's Mitteil. 
1903. — 6 H.Fritz, das Polarlicht, Leipzig 1881; W. Boller, Das Südlicht, 
in Gerland's Beiträgen zur Geophysik, Bd. III, 1896; S. Lemström, L'aurore 
boreale, Paris 1886; zur Orientierung dient am besten A. Nippolüt jun. , Erd- 
magnetismus, Erdstrom und Polarlicht, Leipzig 1903 (Sammlung Göschen). — 
7 A.Pai lsen, Über die neuern Theorien der Polarlichter, in DanskeVidenskabernes 
Selskab Forhandlinger 1906. — 8 S. Arrhenius, Die Nordlichter in Island und 
Grönland, in Meddelanden frän Vetenskaps akademiens Nobelinstitut, 1906. 

Die Änderung der Temperatur mit der Höhe. 

Wärmequellen der oberen Luftschichten. Wir haben eine solare 
und eine terrestrische Wärmequelle zu unterscheiden; man kann 
jene auch die direkte, diese die indirekte nennen. Die Luft ab- 
sorbiert, was häufig übersehen wird, einen beträchtlichen Teil der 
Wärme strahlen, die sie passieren, aber nach Maßgabe ihrer Dichte. 
Je dünner die Luft, desto geringer die Absorptionsfähigkeit und 
desto größer der Verlust durch Ausstrahlung. Da nun die Dichte 
mit der Höhe abnimmt, so muß schon aus diesem Grund auch die 
Temperatur in gleicher Richtung abnehmen. 

Die indirekte Wärmequelle ist die erwärmte Erdoberfläche, und 
nur für diese gilt der Satz, daß mit der Entfernung von ihr die 
Temperatur abnimmt. Auch tritt diese Wärmequelle nicht immer 



70 Die Lufthülle 



in Wirksamkeit. Wenn die Erdoberfläche mit Schnee oder Eis 
bedeckt ist, wird alle Sonnenwärme zur Schmelzimg verwendet, ohne 
die Temperatur der Oberfläche zu erhöhen, und diese wirkt dann 
als Kälte-, nicht als Wärmequelle. 

Die Erdoberfläche teilt die empfangene Sonnenwärme zunächst 
durch Leitung und Strahlung den untersten Luftschichten mit. Wäre 
aber das der einzige Vorgang, so würde der Erwärmungsprozeß nur 
sehr langsam in die Höhe vorrücken. Von größter Bedeutung ist da- 
her die aufsteigende Luft. Indem die untersten atmosphärischen 
Schichten erwärmt werden, dehnen sie sich aus und steigen in die 
Höhe, während kältere Luft von oben ihren Platz einnimmt. So 
schreitet allmählich — wie Hann sich ausdrückt — die Erwärmung 
der Luft durch das Spiel aufsteigender wärmerer und niedersinkender 
kälterer Luftsäulchen von unten nach oben fort, und das Werk des 
einen Tages wird nach nächtlicher Unterbrechung am folgenden weiter 
fortgesetzt. 

Nach den Prinzipien der mechanischen Wärmetheorie kühlt sich 
aufsteigende trockene Luft infolge Volumensvergrößerung um 1° C. 
für je 100 m Erhebung ab, und es ist sowohl die Anfangstemperatur, 
wie die Höhe, von wo aus das Aufsteigen stattfindet, ohne Einfluß 
darauf. Umgekehrt wird herabsinkende trockene Luft um 1° für je 
100 m erwärmt. Anders verhält sich die mit Wasserdampf ge- 
sättigte Luft. Einerseits kühlt sie sich bedeutend weniger ab, 
weil der Wärmeverlust zum Teil durch die bei der Kondensation 
des Wasserdampfs frei werdende Wärme ersetzt wird; anderseits 
ist die Temperaturabnahme um so geringer, je höher das Niveau, 
von wo das Aufsteigen stattfindet, und je höher die Anfangs- 
temperatur ist. x 

Ist die aufsteigende Luft nicht mit Wasserdampf gesättigt, so 
verhält sie sich bis zum Zeitpunkt, wo Kondensation eintritt, wie 
trockene, dann wie gesättigte Luft. 

Freie Atmosphäre. 1 Durch die Einrichtung des bekannten Eiffel- 
turms in Paris für den meteorologischen Dienst ist zum ersten 
Mal die Möglichkeit geboten worden, regelmäßige Beobachtungen 
über den Zustand der freien Atmosphäre anzustellen. Die Instru- 
mente sind in 2, 123, 197 und 302 m über dem Boden aufgestellt 
und an den drei letzteren Stellen somit völlig dem unmittelbaren 
Einfluß des Bodens entrückt, während anderseits die luftige Bauart 



x Anfangstemperatur . . . -20° -10° 0° 10° 20° 

Temperaturabnähme für 100 m H. 
Seehöhe 0,86° 0,76° 0,63° 0,54° 0,45° 

3300 0,80 0,68 0,55 0,46 0,33 



Die Änderung der Temperatur mit der Höhe 71 

des Turms selbst eine Störung der Instrumente durch Strahlung aus- 
schließt. Bei Tag erreicht die Temperaturabnahme einen überraschend 
hohen Wert, besonders bis 200 m Höhe im Frühjahr und Sommer, 
wo sie sogar über den Maximalwert für aufsteigende trockene Luft 
hinausgeht. Das erklärt sich dadurch, daß in den Mittagsstunden 
der Erdboden überhitzt ist und seine Wärme nicht rasch genug 
den oberen Luftschichten mitteilen kann. In der Nacht tritt der 
umgekehrte Fall ein; der Boden kühlt sich rascher ab als die Luft, 
die noch einen Wärmefond vom vorhergehenden Tag bewahrt hat. 
Daher nimmt nachts in allen Jahreszeiten die Temperatur bis 200 m 
zu, und wenn auch dann Abnahme eintritt, so ist es doch auf der 
Höhe des Eiffelturms immer noch wärmer als auf dem Erdboden. 
Aber die Abnahme bei Tag ist größer als die Zunahme bei Nacht, 
die mittlere Tagestemperatur nimmt also ab, und zwar im 
Sommer rascher als im Winter. Gleichzeitig verschieben sich auch 
die Eintrittszeiten der täglichen Maxima und Minima, die in der 
Höhe ungefähr 1 Stunde später eintreten, und ähnliches gilt auch 
von dem jährlichen Gang der Temperatur. 

Mittlerer täglicher Temperaturgang an der Bodenstation 
und auf dem Eiffelturm. 





Juli 


Zu- u. Ab- 
nahme 


Dezember 


Zu- u. Ab- 
nahme 




2 m 302 m 


für 100 m 


2 m 302 m 


für 100 m 


Mitternacht . . 


14,5° 15,i° 


+ 0,2° 


1,0° 1,4 


+ 0,i 


4 h früh . . . 


13,i 13,6 


+ 0,2 


0,6 1,0 


-f 0,i 


8 „ . . . 


17,4 14,6 


- 0,9 


0,4 0,8 


4- 0,i 


Mittag . . . . 


21,2 17,7 


- 1,2 


3,3 1,8 


- 0,5 


4 h nachmittags . 


21,2 18,6 


- 0,9 


3,1 2,o 


- 0,4 


,, 


17,6 16,8 


- 0,3 


1,7 1,7 


0,o 


Mittel . . . . 


17,6 16,1 


- 0,5 


1,7 1,5 


- 0,i 



Einen Einblick in die Mechanik der vertikalen Temperaturvertei- 
lung in den untersten Luftschichten gewähren uns die Untersuchungen 
Hekgesell's mittels eines Fesselballons in Straßburg am 7. und 
8. Juni 1898. Wir betrachten hier nur die wichtigsten Epochen: 



Höhe 


9 h 32 ra 


3 h 29 m 


5 h 25 ra 


7 h 25 m 


l h 25 ra 


m 


abends 


früh 


früh 


früh 


nachmittags 


700 


16,2°* 


15,4° 


16,0° 


16,3°* 


18,8°* 


600 


17,2 


15,3 


15,6 


16,4 


19,4 


500 


18,i 


15,2 


15,3 


16,4 


20,0 


400 


19,o 


15,2 


15,1 


16,4 


20,8 


300 


19,9 


15,1 


14,8 


16,4 


21,6 


200 


20,6 


15,i 


14,6 


16,4 


22,4 


100 , 


20,2 


14,9 


14,5* 


16,5 


24,4 





18,4 


14,5* 


14,6 


16,7 


•26,9 



72 Die Lufthülle 



Um 9 x / 2 Uhr abends hatte die Erkaltung des Erdbodens bereits 
einige Fortschritte gemacht, während in den untersten Luftschichten 
noch Wärme aufgespeichert war, daher bis 200 m Temperatur- 
zunahme, dann erst Abnahme. Diese Anordnung erhielt sich bis in 
die ersten Morgenstunden. Natürlich sank die Temperatur in allen 
Schichten, aber in den unteren und am Boden mehr als in den 
oberen — ein Beweis, daß die Luft nicht durch Ausstrahlung nach 
oben, in den Weltraum, sondern nach unten, nach dem erkalteten 
Boden, Wärme verloren hat. Die Temperatur nimmt nun bis 700 m 
zu. Ebenso zwei Stunden später, aber erst von 100 m an, da sich 
der Boden unter den Strahlen der aufgehenden Sonne bereits etwas 
erwärmt hat. Um 7 J / 2 Uhr stellt sich die thermische Tagschichtung 
ein, die Temperatur nimmt nach oben ab, aber so geringfügig, daß 
man sagen darf, die ganze Luftsäule von 700 m Höhe habe eine 
gleichmäßige Temperatur. Je höher die Sonne steigt, desto schärfer 
bildet sich der Gegensatz von oben und unten aus. War um 
7 1 / a Uhr der Temperaturunterschied zwischen und 700 m nur 
0,4°, so ist er um 1 ! / 2 Uhr mittags 8,i°. Die Temperatur nimmt 
bis 100 m um 2,5, von 100— 200 m um 2,o, von 200—500 m um 0,8 
für je 100 m, von 500 — 700 m um je 0,6° ab. Im ganzen übersteigt 
die Temperaturabnahme für 100 m 1°, d. h. die Luftsäule befindet 
sich im labilen Gleichgewichtszustand, und aufsteigende Luftströme 
können sich entwickeln. Denn da sich ein vom Boden aufsteigendes 
Luftteilchen nicht mehr als 1° für je 100 m abkühlen kann, hat es 
im gegebenen Fall in 700 m Höhe noch eine Temperatur von 
(26,9° —7°=) 19,9°, ist also um l,i° wärmer als die umgebende 
Luft und kann daher noch weiter steigen, bis es in eine wärmere 
Umgebung gelangt. Nehmen wir in unserem Beispiel an, daß auch 
jenseits von 700 m die Temperaturabnahme 0,6° betrage, so haben 
wir in 1000 m 17°, während sich das aufsteigende Luftteilchen bis 
16,9° abgekühlt hat. In dieser Höhe muß also die Bewegung zum 
Stillstand kommen. Stabil ist der Gleichgewichtszustand der 
Luft, wenn die Temperatur um weniger als 1 ° abnimmt, und selbst- 
verständlich auch dann, wenn sie mit der Höhe zunimmt, denn 
dann liegen die schwersten, d. h. die kältesten Schichten zu unterst, 
und es ist keine Veranlassung zu freiwilligem Aufsteigen vorhanden. 

In einzelnen polaren Gegenden, wo der Boden dauernd mit 
Schnee oder Eis bedeckt ist, ist die umgekehrte Temperaturschichtung 
der normale Zustand, wie uns die Beobachtungen der dänischen Ex- 
pedition in Nordost-Grönland (1906 — 08) lehren, die bis 300 m Höhe 
stete Temperaturzunahme im Winter und Sommer ergaben. 

Für die Kenntnis der Temperaturverhältnisse in den höheren 



Die Änderung der Temperatur mit der Höhe 73 



Schichten der freien Atmosphäre ist erst durch das AssMANN'sche 
Aspirationspsychrometer eine sichere Grundlage geschaffen worden; 
alle alten Ballonbeobachtungen waren fehlerhaft und alle daraus 
gezogenen Schlüsse sind falsch. 

Die Überzeugung, daß ein Einblick in den ursächlichen Zu- 
sammenhang der Witterungserscheinungen ohne Kenntnis der Vor- 
gänge in den hohen Luftschichten unmöglich ist, hat, besonders seit 
dem Anfang der 90 er Jahre des 19. Jahrhunderts, einen gewaltigen 
Aufschwung der wissenschaftlichen Aeronautik in Europa und Nord- 
amerika veranlaßt. Besonders erfolgreich sind die unbemannten 
Registrierballons, die in Höhen dringen, die dem Menschen sonst 
verschlossen blieben; am höchsten stieg der Brüsseler Ballon am 
5. Januar 1908: bis 29040 m. x Auch ein allbekanntes Kinder- 
spielzeug, der Drache, wurde — natürlich mit zweckmäßiger Ände- 
rung seines Baus und mit Registrierapparaten versehen — in den 
Dienst der Wissenschaft gestellt, und seit einigen Jahren werden 
bereits an mehreren Wetterwarten tägliche Aufstiege von Drachen 
und Drachenballons veranstaltet. 

Das übereinstimmende Ergebnis dieser Untersuchungen ist die 
Zweiteilung der freien Atmosphäre in eine untere Troposphäre 
mit vertikaler Temperaturabnahme und eine gleichmäßig 
temperierte obere Stratosphäre. 4 Als Beispiel diene uns die 
Straßburger Baiionfahrt vom 3. August 1905. 3 

Mittlere Temperatur- Mächtigkeit 
änderung auf 100 in der Luftsäule 

- 0,33° 4990 m untere \ 

- 0,67 9360 „ oberen J TroposplOfaie 

4- 0,20 11310 „ Stratosphäre 

Die Troposphäre gliedert sich wieder in zwei Etagen. Die 
untere reicht durchschnittlich bis 4000 m Höhe; es ist die Region 
der Wolkenbildungen, in der durch Kondensation des Wasserdampfs 
Wärme frei wird, daher die mittlere Temperaturabnahme in mäßigen 
Grenzen bleibt. Sie ändert sich oft sprungweise von Schicht zu 
Schicht und schlägt nicht selten in Temperaturzunahme (Inversion) 
um. Auf- und absteigende Luftströmungen herrschen hier vor, wie 
uns Assmann's Diagramm 5 der Berliner Luftsäule i. J. 1903 in sinn- 
fälliger Weise veranschaulicht. Die Höhenisothermen verlaufen in 
steilen Zickzacklinien, bald steigt warme Luft in die Höhe, bald 
senkt sich kalte Luft zu Boden. Die obere Troposphäre enthält 



Höhe 


Temperatur 


140 m 


16,8° j 

0,i 


5130 „ 


14490 „ 


- 62,7 I 

- 40,o } 


25800 „ 



x Die Höhenangaben über 20 km, vielleicht auch schon von 15 km an 
sind unsicher und wahrscheinlich etwas zu hoch (vgl. A. Wagnek in der 
Meteorologischen Zeitschrift 1910, S. 170). 



74 Die Lufthülh 



nur wenig Wasserdampf, und die Temperaturabnahme, selten von 
einer Inversion unterbrochen, nähert sich immer mehr dem Wert, 
der für aufsteigende trockene Luft Geltung hat. 

Fast ohne Übergang folgt nun die Stratosphäre; alle Temperatur- 
diagramme der hohen Ballonfahrten zeigen in 10000 m oder dar- 
über einen scharfen Knick. Auch das plötzliche Abflauen des Windes 
kündet an, daß der Ballon hier in eine ganz anders geartete Luft- 
schicht eingetreten ist. Man hat sie nicht ganz zutreffend die iso- 
therme Schicht genannt, aber wenn auch Temperaturunterschiede vor- 
kommen, so sind sie doch gering. Inversion ist Regel, sie erfolgt 
jedoch nicht gleichmäßig, und auch schwache Temperaturabnahme 
kommt vor. Das deutet darauf hin, das die aufsteigenden Luftströme 
der Troposphäre hier eine Grenze finden, und daß die Luft nur mehr 
in horizontaler Bewegung begriffen ist. So deutlich ist die atmo- 
sphärische Zweiteilung ausgeprägt, daß es den Eindruck macht, als 
schwimme die Strato- über der Troposphäre. Über den Gebieten 
niederen Luftdrucks senkt sie sich nach den französischen Erfah- 
rungen bis 8 oder 9 km herab, über den Gebieten hohen Luftdrucks 
erhebt sie sich bis zu 14 oder 15 km. Am überraschendsten ist 
aber, daß sie vom Äquator gegen die Pole in immer tiefere Niveaus 
hinabsteigt. Im arktischen Meer erreichte Heegesell sie schon in 
7 km, auf dem Atlantischen Ozean fanden Teisserenc de boet und 
Rotch sie unter 25° 18' N erst in 14 km Höhe und im äquatorialen 
Teil erreichten selbst die über 1 5 km aufsteigenden Ballons sie noch 
nicht. Daß sie aber auch in diesen Breiten vorhanden ist, beweisen 
die Versuche Bebson's am Viktoriasee in Ostafrika. Diese geographische 
Anordnung erklärt die scheinbar paradoxe Tatsache, daß es im 
Aquatorialgürtel kälter ist als im nordpolaren im gleichen Höhen- 
niveau. Eine so tiefe Temperatur, wie sie Beeson am Viktoriasee 
in 19 800 m Höhe maß (— 84°), ist in Europa niemals und in den Ver- 
einigten Staaten nur einmal gefunden worden. x 

Aus allen bisherigen Beobachtungen in Mitteleuropa hat Hann 
folgende Jahresmittel abgeleitet: 



Abnahme auf 
Höhe Temperatur 100 m 

1 km + 5,o° 



2 „ + 0, 5 

3 ., 4,o 

4 „ - 9,2 

5 „ - 15,4 



0,45' 
0,45 
0,52 



Abnahme auf 
Höhe Temperatur 100 m 

6 km - 22,o° 

7 „ - 29,o 



- 36,2 

- 43,2 

- 49,2 



0,70° 
0,72 

0,70 
0,60 



x Am 25. Januar 1905 in St. Louis - 85,e° in 14 800 m Höhe; die Wiener 
Messung vom 2. März 1905, - 85,4° in 9717 m Höhe, wird mit Recht angezweifelt. 



Die Änderung der Temperatur mit der Höhe 



75 



- 55° 



Den mittleren jährlichen Gang der Lufttemperatur ersieht man 
aus Fig. 25. Die Grenze zwischen der Tropo- und Stratosphäre 
verschiebt sich etwas im Lauf des Jahres (9700 m im März und 
11100 m im Juli), und dies hängt damit zusammen, daß die Tem- 
peratur in allen Niveaus eine jährliche Schwankung erleidet. Auch 

unperiodische 
Temperaturver- 
änderungen von 

beträchtlicher 
Höhe kommen in 
allen Niveaus vor, 
überall kämpfen 
warme und kalte 
Luftströme um die 
Herrschaft, und 
ohne Zweifel wird 
auch der Zustand 
derunterstenLuft- 
schichten, d. h. 
unser Wetter, 
durch solche Ver- 
änderungen in den 
Höhen mitbe- 
stimmt, wenn auch 
der Zusammen- 
hang noch nicht 
klar zutage liegt. 
Gebirge. Bis- 
her haben wir 
den thermischen 
Zustand verschie- 




Fig. 25. Thermoisoplethen der freien Atmosphäre 

nach den Tabellen von A. Wagner 6 . Die 

punktierte Fläche ist die Stratosphäre. 



dener Luftschichten über einer und derselben Erdstelle betrachtet, 
die Temperaturabnahme im Gebirge bezieht sich aber auf die 
unterste, dem Einfluß der terrestrischen Wärmequelle unmittel- 
bar unterworfene Luftschicht an Orten von verschiedener Höhe. Es 
ist dabei nicht zu umgehen, daß das Ergebnis häufig durch klima- 
tische Eigentümlichkeiten getrübt wird, die mit der absoluten Höhe 
nichts zu tun haben. Namentlich drückt die in den Niede- 
rungen stagnierende kalte Winterluft den Durchschnittswert für 
die Temperaturabnahme manchmal erheblich herab. Dies ist 
im Auge zu behalten, wenn man nachstehende Tabelle durch- 
mustert;, welche die vertikale Temperaturabnahme für je 100 m 



76 



Die Lufthülle 



in einigen Gebirgen Europas, Asiens, Amerikas und der Insel 
St, Helena zeigt. 

Man ersieht aus dieser Zusammenstellung, daß die Abnahme 
der mittleren Jahrestemperatur der untersten Luftschicht auf der 
ganzen Erde ziemlich gleichmäßig ist, im Mittel 0,5° für 100 m, 
wenn wir St. Helena von der Kechnung ausschließen. Der jährliche 



Gegend 



Winter 



Frühling 



Sommer 


Herbst 


0,68° 


0,63° 


0,91 


0,52 


0,70 


0,51 


0,60 


0,53 


0,70 


0,54 


0,55 


0,42 


0,55 


0,41 


0,55 


0,46 


0,54 


0,48 


0,62 


0,52 


0,66 


0,55 


0,62 


0,47 


0,67 


0,57 


0,58 


0,42 


0,57 


0,51 


0,62 


0,43 


0,56 


0,55 


0,49 


0,57 


0,65 


0,63 



Jahr 



Schottland (Ben-Nevis) . 
Norwegen (bei Kristiania) 

Harz 

Erzgebirge, Nordseite . 
„ Südseite 

Rauhe Alb 

Schweizer 7 Jura . 
„ Nordalpen 

„ Ostalpen . . 

Wallis . . 
„ Südalpen 

Ostalpen, 7 Nordseite 

Tirol u. Tessin 
„ Kärnten . . 
Hohe Tatra, Nordseite . 
,, „ Südseite . 
Pyrenäen (Pic du Midi) 
Serra da Estrella . . . 
Etua 



0,60° 

0,05 

0,43 

0,46 

0,41 

0,26 

0,28 

0,43 

0,42 

0,44 

0,49 

0,34 

0,50 

0,26 

0,40 

0,27 

0,50 

0,57 

0,59 



0,72° 

0,72 

0,67 

0,60 

0,66 

0,53 

0,58 

0,61 

0,61 

0,64 



0,66 
0,57 
0,55 
0,65 



0,61 



0,66° 

0,55 

0,58 

0,54 

0,58 

0,44 

0,46 

0,51 



0,51 

0,60 



0,49 
0,56 
0,57 
0,61 



Nördlicher Kaukasus 
Südlicher Kaukasus . 
Bengalen .... 
Indische Nordwest-Pro i 

Ceylon 

Insel Hongkong . 



0,26 
0,39 
0,56 
0,47 
0,57 
0,62 



0,48 
0,54 
0,52 
0,64 
0,58 
0,47 



0,51 


0,38 


0,58 


0,48 


0,47 


0,57 


0,57 


0,59 


0,62 


0,59 


0,67 


0,66 


0,67 


0,52 


0,69 


• 0,59 


0,59 


0,62 


0,97 


0,88 



0,41 
0,49 
0,52 
0,56 
0,59 
0,60 



Mt. Washington (New Hampsh 

Felsengebirge 

Peru 16° S, West-Andes . 



ire) 0,4o 

0,55 
0,62 



0,59 
0,71 

0,60 



0,55 
0,64 
0,61 



St, Helena 



0,84 



0,93 



Gang ist in den Gebirgen der gemäßigten Zone derselbe, wie in der 
freien Atmosphäre. Der Winter ist überall die Jahreszeit der lang- 
samsten Abnahme, der Sommer in der Kegel die Jahreszeit, in der 
der thermische Gegensatz von hoch und tief am grellsten hervortritt, 
und der Herbst schließt sich in dieser Beziehung meist dem Winter, 



Die Änderung der Temperatur mit der Höhe 



77 



der Frühling dem Sommer an. Daß wir in den Tropen Abweichungen 
von diesem Typus finden, darf uns nicht wundernehmen. In Bengalen 
z. B. ist die Abnahme im Winter viel größer als im Sommer, offenbar 
deshalb, weil dort der Sommer den Winter an Feuchtigkeit über- 
trifft. Sehr lehrreich sind auch die abnormen Verhältnisse auf 
St. Helena. Die untere Station, Jamestown, ist außerordentlich 
trocken, und die von hier aufsteigende Luft befolgt im Frühjahr 
und Sommer (Eegenmenge 6 und 22 mm) nahezu das Gesetz der 
Temperaturabnahme dampfleerer Luft. Im Herbst steigt die Eegen- 
menge auf 49 mm, und dementsprechend sinkt die Temperaturabnahme 
auf 0,88°; im Winter endlich erreicht die Niederschlagshöhe ihr Maxi- 
mum (68 mm) und die Temperaturabnahme ihr Minimum. Dieses Bei- 
spiel beweist, daß für isolierte Anhöhen die aus den tieferen Eegionen 
aufsteigende Luft die hauptsächlichste Wärmequelle ist, während sie 
in ausgedehnten Gebirgen gegenüber der Wärmeaufnahme und Aus- 
strahlung der Abhänge und Talflächen naturgemäß etwas zurücktritt, 

Auch die tägliche Periode ist überall scharf ausgeprägt. Aus 
dem Vergleich der nahe benachbarten, frei gelegenen Bergstationen 
Sonnblick und Kolm-Saigurn ermittelte Teabert 8 für die Nacht- 
hälfte eine mittlere Abnahme von 0,56°, für die Tageshälfte eine 
solche von 0,cs° für je 100 m. 

Die folgende Tabelle gibt als Beispiele des Bergklimas die 
mittleren Monats- und Jahrestemperaturen der drei höchsten, unter 
verschiedenen Breiten gelegenen Beobachtungsstationen. Zum Ver- 
gleich fügen wir Upernivik an der grönländischen Westküste, die 
nördlichste Station der Erde mit langjährigen Beobachtungen, bei. 



Alpen. 

Sonnblick 


Felsen g-ebirge. 

Pikes Peak 


Andes. 

A n t i s a n a 


Grönland. 

Upernivik 


Geogr. Breite 47° 3' N. 
Höhe m 3106 


38 ° 50' N 
4308 


0°21' S. 
4060 


72°47'N. 


Dezember 
Januar 
Februar . 

März . . 
April . . 
Mai . . 

Juni . . 
Juli . . . 
August 

September 
Oktober . 
November 

Jahr .' . 




- 12,2° 

- 13,o 

- 13,6* 

- 12,i 

- 8,5 

- 4,2 

~ 1,5 

1,3 

0,9 
" 1,* 

- 5,0 

- 3,7 

- 6,5 


- 14,3° 

- 16,4* 

- 15,6 

- 13,4 

- 10,4 

- 5,3 

0,4 

M 

3,6 

- 0,3 

- 5,8 

- 11,8 

- V 


6,o° 
6,2 

5,! 

5,6 
5,9 
5,5 

4,5 

3,0* 
3,o 

4,o 
5,o 

5,5 
4,9 


- 17,o° 

- 20,9 

- 23,4* 

- 22,7 

- 14,9 

- 4,4 

1,5 

5,0 

4,5 

0,4 

- 4,2 

- 9,8 

- 8,8- 



78 Die Lufthülle 



Es ist eine landläufige Vorstellung, daß das Bergklima in 
größeren Höhen einen polaren Charakter annehme. Nun findet man 
allerdings die mittleren Jahrestemperaturen des Sonnblick oder des 
Pikes Peak in der arktischen Zone wieder, aber selbst das durch- 
schnittlich kältere Upernivik hat einen wärmeren Sommer und 
Herbst als die Hochgipfel der Alpen und des Felsengebirges. 
Ebenso auffällig ist der Kontrast von Antisana und Westeräs am 
Mälarsee unter 59° 37'. Die Jahrestemperatur ist an beiden 
Orten die gleiche, aber die tiefste Monatstemperatur ist in Westeräs 
— 4,6° und die höchste 16,3°. Das Höhenklima unterscheidet sich 
also vom polaren wesentlich durch kühle Sommer und verhältnis- 
mäßig milde Winter. 

Es besitzt aber noch einen anderen Vorzug, der selten ent- 
sprechend gewürdigt wird. Die mittleren Temperaturen einer Be- 
obachtungsstation sind Schattentemperaturen; in den alpinen 
Hochtälern ist aber bei vorwiegend heiterem Himmel (s. S. 65) und 
Windstille die Insolation außerordentlich kräftig, und daher im 
W r inter der Unterschied zwischen Sonnen- und Schattentemperatur, 
der in der polaren Nacht natürlich wegfällt, sehr bedeutend. In 
Davos (1650 m hoch) stieg z. B. die Lufttemperatur am 30. De- 
zember 1873 nicht über — 12, s°, aber in der Sonne zeigte das Thermo- 
meter um 9 Uhr morgens 25,5° und um 1 1 / 2 Uhr nachmittags 38,5° 
Von dem bekannten Kurort Meran sagt Fuchs, daß vom Dezember 
bis März die Nächte Winter, die Tage aber sommerliches Frühjahr 
seien. Auch im Sommer ist der Unterschied zwischen Sonnen- und 
Schattentemperatur größer als in der Ebene. Er beträgt nach 
H. Hoffmann 9 im Juli und August in den Alpen 16,4°, in Gießen 
(an den gleichen Tagen gemessen) dagegen nur 4,9°. Im Gebirge 
ist die Luft trockener und reiner, während im Tiefland der größere 
Dampfgehalt, die größere Dichtigkeit und die Trübung der untersten 
Luftschichten einen beträchtlichen Teil der eingestrahlten Sonnen- 
wärme absorbieren. x 



x Messungen von E. Frankland, Sonnenhöhe konstant 60°. 

Seehöhe Thermometer 

m im Schatten in der Sonne Unterschied 

Whitby 20 32,2° 37,8° 5,6° 

Oatland Park .... 46 30,o 41,5 11,5 

Pontresina 1800 26,5 44 ,o 17,5 

Bernina 2330 19, i 46,4 27,3 

Eiffelberg 2570 24,5 45,5 21,o 

Hörhli 2890 20,i 48,i 28,o 

Diavolezza 2980 6,o 59,5 53,5 

Gornergrat 2140 14,2 47,o 32,8 



Die Änderung der Temperatur mit der Höhe 



79 



Thermische Verschiedenheiten des Höhenklimas. Die Beobach- 
tungen am Wendelstein in Bayern haben dargetan, daß Berggipfel 
im Sommer nachts kälter und bei Tag wärmer sind, als die freie 
Atmosphäre in gleicher Höhe. Wenn die Bodenfläche eines Gipfels 
auch verhältnismäßig klein ist, so beeinflußt sie doch durch Aus- 
strahlung die ihr unmittelbar aufliegende Luft. Je massiger das 
Gebirge ist, desto größer ist dieser Einfluß. Aus A. de Qüervain's 
Untersuchung der Temperaturverteilung in der Schweiz, bezogen auf 
das Niveau von 1500 m, 10 geht die thermische Begünstigung der ge- 
schlossensten Alpenteile, des Monterosagebiets und Engadins, gegen- 
über dem übrigen Gebirge deutlich hervor. Sie gründet sich auf die 
stärkere Erwärmung in den Mittagsstunden, die sich von Februar bis 
November bemerkbar macht, während in den Morgenstunden mit 
Ausnahme des Sommers der umgekehrte Fall eintritt. Daher das 
scheinbar paradoxe Eesultat, daß mittags im gleichen Niveau die 
höchsten Gebirge um ein paar Grade wärmer sind als die Ebene. 

Es muß auch zwischen dem Klima der isoliert aufragenden 
Gipfel und dem der großen, breiten Täler unterschieden werden. 
Bigikulm (1795 m h.) und Sils-Maria im Engadin (1811 m h.) bilden 
vortreffliche Vergleichsobjekte. Im Winterhalbjahr ist das Bergklima, 





Dez. 


Jan. 


Feb. 


März 


April 


Mai 


Juni 


Juli 


Aug. 


Sept. Okt. 


Nov. 


Jahr 


Rigi .... 


-3, 9 o 


-4,5° 


-4,o°|-3,4° 


0,2° 


3 9° 


7,5° 


9,9° 


9,4° 


7,5° 2,7° 


-0,8° 


2,o° 


Sils .... 


-6,8 


-8.o 


— 6,8 j -4,0 


0,6 


5,o 


9,i 


11,3 


10,4 


7,4 2,4 


-2,4 


1,6 


Tal-Berg . . 


-2,9 


-3,:, 


-2,8 


-0,6 


+ 0,4 


+ l,i 


+ 1,6 


+ 1,* 


+ 1,0 


-0,1 -0,3 


-l,e 


-0,4 



im Sommerhalbjahr das Talklima wärmer. In unserem Fall ist 
der Gegensatz durch ein anderes Phänomen noch beträchtlich ver- 
schärft. Die Beobachtungen auf dem Eiffelturm haben uns schon 
gelehrt, daß in der Nacht der Boden regelmäßig so stark erkaltet, 
daß eine vertikale Temperaturzunahme eintritt, die aber 
viel geringfügiger ist als die Abnahme in den Tagesstunden. In 
Gebirgsländern kann sie jedoch im Winter ein dauernder Zustand 
werden, der bei Tag wie bei Nacht wirksam ist. Grundbedingung 
ist ein hoher Barometerstand, der heiteres, ruhiges Wetter erzeugt; 
günstig wirkt auch eine dichte Schneedecke, da diese durch Aus- 
strahlung außerordentlich intensiv erkaltet. Diese Temperatur- 
erniedrigung teilt sich nur den untersten Luftschichten mit, die sich 
bei vorherrschender Windstille ruhig über dem Talboden lagern. 
Zwar erkalten auch die Berggehänge und Gipfel, aber hier ist die 
Luft immer etwas bewegt, und die dem Boden unmittelbar auf- 
lagernden kalten Schichten können sich mit den wärmeren der freien 
Atmosphäre mischen. Dann ragen die Berge als Wärmeinseln aus 



80 



Die Lufthülle 



dem kalten Meer der Täler und Ebenen hervor, und es können 
Wochen vergehen, bis der normale Zustand wieder hergestellt ist. 
Solche Umkehrperioden tragen natürlich auch dazu bei, die mittlere 
winterliche Temperaturabnahme zu erniedrigen, wenn wir ihrer 
Berechnung die Beobachtungen an Ebenen- und Talstationen zu- 
grunde legen. 

Geographisch bedeutsam wird die Wärmeumkehr aber nur dort, 
wo sie auch in langjährigen Mittelwerten zum Ausdruck kommt, also 
zum habituellen klimatischen Charakter gehört. In den Alpen sind, 
wie Hann 7 ziffermäßig nachwies, alle Täler, die gegen die herr- 
schende Windrichtung abgeschlossen sind, durch diese Abnormität 
ausgezeichnet, und daraus erklärt es sich, daß die menschlichen 
Wohnstätten mit auffallender Eegelmäßigkeit selbst breite, frucht- 
bare Talsohlen meiden und sich auf die Gehänge zurückziehen. 
Das Engadin und das kärntnerische Drautal sind schon lange bekannte 
klassische Beispiele der winterlichen Wärmeumkehr. Sils im Engadiu 
(1810 mh.) ist im Januar ( — 8,0 °) fast ebenso kalt wie der St. Bernhard 
in 2478 m H. ( — 8,3°), und Bevers, nur 1715 m hoch gelegen, hat sogar 
— 9,7°, ist also um 4,t>° kälter als der 75 m höhere, aber isolierte Rigi. 
Im Drautal nimmt in der Regel die Temperatur normal mit der Höhe 
ab, im Winter sind aber noch die Stationen in 1600 m H. wärmer als 
die 1000 m tieferen Talsohlen. x Im Gebiet des ostsibirischen Kälte- 
zentrums rufen dieselben Ursachen dieselbe Wirkung hervor. Auf 
der einzigen sibirischen Höhenstation, Werchnjaja Mischikha im ost- 
baikalischen Chamar-Daban-Gebirge (ungefähr 1300 m h.), war, ob- 
wohl sie in einer Paßeinsenkung gelegen ist, die Temperatur im 
Januar 1897 um 3,8° höher als in der benachbarten Talstation 
Werchne-Udinsk (521 m h.), dagegen im Juli in normaler Weise 
um 4,7° und im Jahresmittel um 0,8° tiefer. 11 Im nordöstlichen 
Grönland haben die Ballon- und Drachenaufstiege fast regelmäßig 
eine Temperaturzunahme bis 200 m Höhe ergeben. 12 



Stationen 


Höhe 
m 


Januar 


April 


Juli 


Oktober 


Jahr 


Klagenfurt . . 


440 


-6,2° 


8,6° 


18,9° 


8,6° 


7,2° 


Kappel . . . 


560 


— 5,2 


6,7 


17,4 


8,1 


6,6 


Fellach . . . 


805 


-4,0 


5,8 


15,3 


7,5 


6,0 


Unterschäffler 














Alpe . . . 


1063 


-3,6 


4,9 


15,1 


6,5 


5,5 


Obirl. . . . 


1230 


-4,3 


4,5 


14,o 


6,1 


4,1 


Obirll . . . 


1612 


-5,1 


3,1 


12,8 


5,2 


3,7 


Hoch-Obir . . 


2047 


-6,8 


1,2 


9,2 


2,3 


0,6 



Die Änderung der Temperatur mit der Höhe 81 

Plateaus. Über ausgedehnten Plateaus, die stellenweise, wie 
z. ß. im südlichen Zentralasien, zu alpiner Höhe ansteigen, werden 
die untersten Luftschichten in derselben Weise erwärmt wie über 
dem Tiefland. Von einer Wärmevermittlung durch aufsteigende 
Luftmassen aus der Tiefebene kann keine Eede sein, am wenigsten 
bei den großen, gebirgsumschlossenen Hochflächen der Erde. Trotz- 
dem besteht hier dasselbe Gesetz der vertikalen Temperaturabnahme 
zu Recht, wie im Gebirge. Es ist die geringere Dichtigkeit der 
Luft, die einerseits die Wirkung der solaren Wärmequelle schwächt 
und anderseits die Wärmeaufnahme des Bodens beeinflußt. Er er- 
wärmt sich und erkaltet schneller als im Tiefland. An hellen 
Sommertagen mag es hier ebenso heiß sein, wie wenige Meter über 
dem Meeresniveau, aber die Nächte sind bedeutend kälter, und 
dieser Gegensatz steigert sich mit der Seehöhe. Daher muß der 
Höheneinfluß auch in der Tagestemperatur zum Ausdruck kommen, 
denn diese ist ein 24 stündiges Mittel oder wenigstens auf ein 
solches reduziert. 

Es wäre für den Geographen von höchster Wichtigkeit, das 
Maß der Temperaturabnahme auf den Hochebenen festzustellen. 
Leider stoßen wir hier auf zwei bedeutende Hindernisse. Von den 
großen Hochflächen der Erde besitzen wir — mit Ausnahme der 
nordamerikanischen — nur spärliche und kurze Beobachtungen. 
Wir sind ferner meist darauf angewiesen, Plateau- und Tiefland- 
stationen miteinander zu vergleichen, aber diese liegen häufig weit 
entfernt voneinander und stehen unter verschiedenen klimatischen 
Bedingungen. Wie die Wahl der Vergleichstationen die höchste Vor- 
sicht erfordert, zeigt folgendes Beispiel. Valparaiso und das um 
489 m höher gelegene Santiago, nur 110 km voneinander entfernt, 
scheinen zu einer Untersuchung über die vertikale Temperaturänderung 
vollkommen geeignet zu sein. Santiago ist im Juli (Winter) um 3,8° 
kälter als Valparaiso, von November bis März dagegen wärmer, im 
Januar sogar um 2,8°. Ist da der Schluß gestattet, daß die Tem- 
peratur im Sommer mit der Seehöhe zunimmt? Keineswegs, denn 
Valparaiso repräsentiert das unter dem Einfluß der kalten Meeres- 
strömung stehende Küstenklima, Santiago das Binnenklima; sie sind 
daher nicht miteinander vergleichbar. Santiago wäre jedenfalls noch 
viel wärmer, wenn es tiefer läge. Nördlich vom 27.° B. zeigen die 
chilenischen Inlandstationen auch im Winter eine scheinbare verti- 
kale Temperaturzunahme, die in der Wärmeausstrahlung der kahlen 
Felsen und in der Abwesenheit der Küstennebel begründet ist. 

Bigelow 13 hat bei seinen eingehenden Untersuchungen über 
die vertikale Temperaturabnahme in Nordamerika diese Schwierig- 

Süpan, Physische Erdkunde. 5. Aufl. 6 



82 Die Lufthülle 



keiten durch die Bildung von Gruppenmitteln, die auf einen einheit- 
lichen Parallel und einen einheitlichen Meridian reduziert wurden, 
zu umgehen gesucht. Mit Hilfe einer äußerst komplizierten Methode 
fand er für das Jahresmittel eine Abnahme von 0,33° für 100 m. 
Daß der jährliche Gang sehr unregelmäßig ist, macht gegen das 
Ergebnis mißtrauisch; die Schwankung ist gering, die Extreme sind 
0,-.'7° im März und 0,39° im Juni. Hier geht also die vertikale Ab- 
nahme langsamer vor sich als im Gebirge, ist aber wie dort in der 
kalten Jahreszeit kleiner als in der warmen. Ganz anders sind die 
Verhältnisse im russischen Zentralasien. 14 Legt man die Stationen 
Samarkand (719 m) und Pamirski Post (3640 m) zugrunde, so erhält 
man für den Winter 0,69°, den Frühling 0,45°, den Sommer 0,39°, den 
Herbst 0,i3° und das Jahr 0,49° auf 100 m. Diese jährliche Periode 
der Temperaturabnahme, die auch in andern Kombinationen wieder- 
kehrt, entspricht in der Tat für Hochflächen mit intensiver winter- 
licher Ausstrahlung und beträchtlicher sommerlicher Erwärmung 
unsern Voraussetzungen besser als die BiGELOw'sche. 

Reduktion der Temperatur auf das Meeresniveau. Von den 
großen Faktoren, die die mathematische, d. h. die allein von der geo- 
graphischen Breite abhängige Temperaturverteilung auf der Erdober- 
fläche modifizieren, haben wir den am meisten wechselnden, die 
Seehöhe, soeben kennen gelernt. Wir können ihn ausschließen, indem 
wir die beobachteten Temperaturen auf das Meeresniveau reduzieren; 
wenn wir dann die Orte mit gleicher Temperatur durch Linien 
(Isothermen) miteinander verbinden, so gewinnen wir ein einfaches 
und übersichtliches Bild, das uns die Ursachen der tatsächlichen 
Temperaturverteilung sofort verrät. Es ist eines der größten wissen- 
schaftlichen Verdienste Alexander v. Humboldt's, die erste Iso- 
thermenkarte der Erde entworfen zu haben. 

Die Frage nach dem besten Reduktionsfaktor kann erst dann 
mit Aussicht auf Erfolg gelöst werden, wenn man über das Maß 
der Temperaturabnahme auf Hochflächen ins Klare gekommen sein 
wird. Hann hat sich für 0,b° entschieden und wendet diesen Wert 
auch für die r Monatstemperaturen an. Vielleicht ist er etwas zu 
hoch, weil für Isothermenkarten großer Länderräume die Plateau-, 
nicht die Gebirgsstationen ins Gewicht fallen. Jedenfalls muß daran 
festgehalten werden, daß jede Isothermenkarte nur für den 
betreffenden Reduktionsfaktor gilt. Das muß besonders bei 
Karten in großem Maßstab und von Gegenden mit unruhigen Ge- 
ländeverhältnissen im Auge behalten werden. Anscheinend ist die 
Forderung berechtigt, daß für-jeden Monat ein eigener Reduktions- 
faktor gebraucht werde, und doch muß man sie zurückweisen, weil 



Die Änderung der Temperatur mit der Höhe 83 



dadurch einer der wichtigsten klimatischen Charakterzüge, die jähr- 
liche Temperaturschwankung, gefälscht werden würde. Pamirski 
Post z. ß. hat im Januar —18,5°, im Juli 13,9°, also eine jährliche 
Schwankung von 32,4°. Diese würde auf 25,2° erniedrigt werden, 
wenn man mit Zugrundelegung der Vergleichsstation Samarkand für 
den Januar den Reduktionsfaktor 0,6° und für den Juli 0,4° in die 
Rechnung einführen würde, und die Pamirhochtäler erhielten dadurch 
einen thermischen Charakter wie das turanische Flachland. Ebenso 
gerechtfertigt ist ein einheitlicher Maßstab für die ganze Erde. 
Wollte man für jeden einzelnen Fall ein eigenes Reduktionsmaß 
berechnen, so käme man zu demselben Resultat, wie wenn man 
alle Stationen mit größerer Seehöhe ausschließen würde. Ein einheit- 
licher Maßstab liefert zwar nur ein ideales, aber jedenfalls ein einheit- 
liches Bild. Er muß auch dann zur Anwendung kommen, wenn tat- 
sächlich die Temperatur mit der Höhe zunimmt; denn nur auf 
diese Weise wird z. B. die Kälte des Talbodens im Draugebiet 
auf der Isothermenkarte des Januar hervortreten, während eine 
umgekehrte Reduktion alle örtlichen Eigenschaften verwischen würde. 
Man muß sich nur stets vor Augen halten , was das Isothermen- 
bild eigentlich darstellen will. Es sagt uns nicht: so würde sich 
die Temperaturverteilung gestalten, wenn die ganze Erdoberfläche 
eine ununterbrochene Ebene im Meeresniveau wäre; sondern es 
setzt die wirklichen Terrainverhältnisse mit allen ihren modifizieren- 
den Einflüssen voraus und elimiert nur die thermische Wirkung der 
Seehöhe. 

Literaturnachweise. l H. Hergesell, Die Temperatur der freien At- 
mosphäre, in Petermann's Mitteilungen, 1900. — 2 E. Assmann und A. Berson, 
Wissenschaftliche Luftfahrten, Berlin 1899 — 1900. Ein Werk von grundlegender 
Bedeutung. — 3 S. das Diagramm in Petermann's Mitteilungen 1907, S. 139. — 
4 Zur Orientierung empfiehlt sich A. Schmauss, Die obere Inversion, in der 
Meteorologischen Zeitschrift 1909. — 5 R. Assmann, Die Temperatur der Luft 
über Berlin in der Zeit vom 1. Okt. 1902 bis 31. Dez. 1903, Berlin 1904. — 6 Arthur 
Wagner in der Meteorologischen Zeitschrift 1910 S. 97. — 7 Die für die 
Schweiz (J. Maurer, Die Wärmeabnahme mit der Höhe in den Schweizer 
Alpen; in der Meteorologischen Zeitschrift 1908) und die Ostalpen (J. Hann. 
Die Temperaturverhältnisse der österreichischen Alpenländer; in d. Sitz.-Ber. 
d. Wien. Akad. d. Wiss., Math.-naturw. Kl. 1884—85, Bd. XC, XCI uud XCII) 
aus der Kombination sämtlicher Temperaturmittel nach der Methode der kleinsten 
Quadrate gewonnenen Werte sind wohl die zuverlässigsten, die jemals für ein 
Gebirge berechnet wurden. — 8 W. Trabert, Der tägliche Gang der Tempe- 
ratur und des Sonnenscheins auf dem Sonnblickgipfel; in den Denkschriften 
der Wiener Akademie der Wissenschaften, Math.-naturwiss. Kl. Bd. LIX, 1892. 
Die Arbeit bietet auch in theoretischer Beziehung viel Beachtenswertes. — 
9 H. Hoffmann in der Zeitschrift der österreichischen Gesellschaft für Meteo- 
rologie, 1882, S. 123. — 10 A. de Quervain, Die Hebung der atmosphärischen 

6* 



84 Die Lufthülle 



Isothermen in den Schweizer Alpen, in G-erland's Beiträgen zur Geophysik, 
1903, Bd. VI. — u A.Woeikow in der Meteorologischen Zeitschrift 1900, S. 28. 
— l - A. Wegeneb in Danmarks Ekspeditionen til Grönlands Nordestkyst, Bd. II, 
Kopenhagen 1909. — 13 F. H. Bigelow, Report on the Barometry of the United 
States, Canada, and the West Indies; im Report of the Chief of the Wheather 
Bureau, 1900—1901, Bd. II, Washington 1902. — u H. v. Ficker, Zur Meteo- 
rologie von Westturkestan, in den Denkschriften der Akademie der Wiss. in 
Wien, Math.-naturwiss. Kl., Bd. LXXXI, 1908. 

Die horizontale Verteilung der Temperatur. 

(Vgl. Karten III bis VIII.) 

Wir haben oben (S. 63) die relativen Wärmemengen kennen 
gelernt, welche die verschiedenen Breiten von der Sonne empfangen, 
und es muß nun einen Schritt weiter gegangen und festgestellt 
werden, wie sich die verschiendenen Erdoberflächen zu derjenigen 
Wärmemenge, die bis auf den Boden gelangt, verhalten. Denn 
Land und Wasser empfangen, wenn sie auch unter gleicher Breite 
liegen, wegen der ungleichen Reflexion der Sonnenstrahlen ver- 
schiedene Wärmemengen, und zwar, wie Zenker 1 nachgewiesen hat, 
das Wasser überall weniger als das Land. Mit der Polhöhe steigert 
sich dieser Gegensatz, weil die Reflexion mit dem Einfallswinkel 
der Sonnenstrahlen wächst. Daß die Luft über dem Land in der 
Regel trockener ist als über dem Meer und daher mehr Wärme 
durchläßt, kommt noch als weiterer Umstand hinzu. Die höhere 
spezifische Wärme des Wassers bewirkt ferner, daß es sich lang- 
samer erwärmt als das Land. x Die Zufuhr von einer Kalorie er- 
höht die Temperatur von 1 ccm Wasser um 1°, die eines gleichen 
Volumens Land aber um 2°. Wenn umgekehrt das Wasser sich 
um 1° abkühlt, gibt es 1, das Land aber nur 0,5 Kalorien ab, und 
durch diesen Vorgang wird im ersten Fall die Temperatur von 
(l:0,ooo3i =)3226, im zweiten aber nur von (0,5 : 0,00031 =) 1613 ccm 
Luft um 1° erhöht. Von noch größerer Bedeutung ist die Art der 
Wärmeaufspeicherung. Auf dem Land kann sich die Wärme 
nur durch Leitung nach der Tiefe fortpflanzen, nur eine dünne 
Schicht wird bei Tag und im Sommer erwärmt, und daher rasche 
Erkaltung in der Nacht und im Winter. Das Wasser wird dagegen 
schon direkt bis zu größeren Tiefen von der Sonne durchstrahlt, 2 
und außerdem gestattet die Beweglichkeit der einzelnen Teile den 
während der Nacht und im Winter erkalteten oberen Schichten, 



x Unter spezifischer Wärme versteht man die Wärmemenge, die notwendig 
ist, um die Temperatur eines ccm eines Körpers um 1 ° C. zu erhöhen. Wenn 
wir die des Wassers = 1 setzen, so kann die des Landes in seiner mittleren 
Zusammensetzung auf nur 0,5 und die der Luft auf 0,ooo3i veranschlagt werden. 



Die horizontale Verteilung der Temperatur 85 



als den schwereren, zu Boden zu sinken und ihren Platz wärmeren 
Schichten einzuräumen. Das Land erhält viel Wärme, aber es geht 
verschwenderisch damit um; das Wasser hält seinen geringen Vor- 
rat sparsam zusammen und speichert Wärmemengen für die kalten 
Perioden auf. x Daraus folgt unmittelbar: 1. daß die Temperatur 
über dem Wasser bei Nacht und im Winter höher und bei 
Tag und im Sommer niedriger ist als auf dem Land, oder 
mit anderen Worten, daß das Landklima größeren täglichen 
und jährlichen Schwankungen unterworfen ist als das See- 
klima; 2. daß die mittlere Jahrestemperatur in höheren 
Breiten, wo die kalten Perioden lange andauern, auf der See, 
in niederen Breiten auf dem Land höher ist. 

Normale Temperaturverteilung. Wir haben bisher nur von rela- 
tiven Wärmemengen gesprochen, aber diese müssen erst in die ge- 
meinverständliche Sprache der Temperaturgrade übersetzt werden, um 
sie für die klimatologische Betrachtungsweise brauchbar zu machen. 
Das ist der heikle Punkt der modernen Methode, denn es gibt kaum 
eine meteorologische Station, von der wir mit Bestimmtheit behaupten 
können, daß sie reines See- oder Landklima besitze; und es ist 
daher begreiflich, wenn Zenkee, der mit diesen Untersuchungen 
hauptsächlich beschäftigt war, im Lauf der Zeit zu verschiedenen 
Werten gelangte. Die zuletzt gefundenen sind folgende : 4 



Breite 


Landklima 


Seeklima 


Unterschied 
(Landklima — Seet 


0° 


34,6° 


26,i° 


+ 8,5 


10 


33,5 


25,3 


+ 8,2 


20 


30,o 


22,7 


+ 7,3 


30 


24,i 


18,8 


+ 5,3 


40 


15,7 


13,4 


+ 2,3 


50 


5,o 


7,1 


- 2,1 


60 


- V 


0,3 


- 8,o 


70 


-19,0 


— 5,2 


-13,8 


80 


- 24,9 


- 8,2 


-16,7 


90 


-26,i 


- 8,7 


-17,4 



x Der jährliche Wärme ums atz, d. h. die im Lauf eines Jahres auf- 
gespeicherte und wieder an die Luft abgegebene Wärmemenge beträgt nach 
Schubert 3 , Krümmel und Hann in Tausenden kg-Kalorien für ein qm: 
Sandboden mit Kiefernwald in Eberswalde . 12,9 
Sandboden mit Gras in Eberswalde . . . . 18,5 
Hintersee in Westpreußen bis 24 m . . . . 280 

Genfer See 370 

Ostsee 505 

Östliches Mittelmeer 426 

Schwarzes Meer 482 



86 Die Lufthülle 



Am Äquator ist das Landklima dem maritimen am meisten über- 
legen; dann nähern sich beide Klimate immer mehr, bis sie unter 
45 °B. einander gleich werden; von da ab ist das Seeklima wärmer, 
und es wird relativ immer wärmer, je mehr wir uns dem Pol nähern, 
— freilich unter einer Voraussetzung, die in der Natur nicht erfüllt 
wird: daß nämlich das Wasser nicht gefriert. Wir nennen die Zone 
zwischen und 45° B. die innere und die Zone zwischen 45 und 
90 °B. die äußere. Die mittlere Temperatur der Erde würde ihren 
höchsten Grad erreichen, wenn die innere Zone nur aus Land und 
die äußere nur aus Wasser bestünde, und im umgekehrten Fall 
ihren niedrigsten Wert erlangen. Es ist leicht einzusehen, daß beide 
Extreme für die Bewohnbarkeit der Erde durch Landorganismen 
gleich ungünstig wären. 

In Wirklichkeit liegen zwischen 80 °N und 50 °S Land und 
Wasser in meridionalen Streifen nebeneinander, und nun tritt 
ein Wärmeaustausch nicht bloß, wie unter allen Umständen, in 
meridionaler, sondern auch in ostwestlicher Richtung ein, denn stets 
müssen verschieden temperierte Räume, die miteinander korrespon- 
dieren, einen Ausgleich anstreben. Selbst wenn wir annehmen, daß 
sich im innersten Teil der Land- und Meeresstreifen reines Land- 
bezw. reines Seeklima noch erhalten könnte, so wird doch gegen die 
Ränder hin stets eine Mischung eintreten und die beiden Klimate 
immer mehr einander nähern. Dieser einfachste Fall ist in Fig. 26 
dargestellt. Land und Meer sind als regelmäßige Streifen zwischen 
80 °N und 50 °S gedacht. Im mittleren Meridian dieser Streifen 
sind den Temperaturen von 5 zu 5° diejenigen Stellen angewiesen, 
die ihnen nach dem Solar klima zukommen, und die Orte gleicher 
Temperatur sind durch Linien (Isothermen) miteinander verbunden. 
Das sind die Normalisothermen unter der Voraussetzung, daß 
Land und Wasser in meridionalen Streifen nebeneinander lagern; sie 
weichen mit Ausnahme der Isotherme in 45 °B. (in der Figur an- 
nähernd die 10°-Isotherme) überall von den Parallelkreisen ab, indem 
sie in der inneren Zone vom Meer gegen das Land, in der äußeren 
vom Land gegen das Meer polwärts ansteigen. Auf dem Land 
treten in der äquatorialen und der polaren Zone sogar in sich ge- 
schlossene Isothermensysteme auf. Aber obwohl sich Wärmeände- 
rungen auch in ostwestlicher Richtung vollziehen, so bleibt doch stets 
das Grundgesetz des solaren Klimas gewahrt, indem in jedem Meridian 
die Temperatur vom Äquator gegen die Pole hin stetig abnimmt. 

Abweichungen. Vergleichen wir dieses Normalbild mit der 
Karte der Jahresisothermen (Karte III), so werden wir von dem 
hohen Grad der Übereinstimmung beider überrascht, soweit es die 



Die horizontale Verteilung der Temperatur 



87 



Grundgesetze der Temperaturabnahme mit wachsender Breite und 
der Isothermenkrümmung betrifft. Aber neben der Übereinstimmung 
gewahren wir auch auffallende Abweichungen von dreierlei Art. 
Die Winde und Meeresströmungen bewirken Temperaturverschie- 
bungen, abnorme Erwärmungen auf der einen und damit notwendiger- 
weise Erkaltungen auf der anderen Seite. Es ist eine der wichtigsten 
physikalischen Tatsachen und auch für die Entwicklung des Menschen- 
geschlechtes von weitest tragender Bedeutung, daß fast die ganze 
nördliche gemäßigte und kalte Zone wärmer ist, als ihr der Breite 
nach zukommt, und daß die heiße Zone, vor allem die südliche, 
diesen uns so erwünschten Wärmezuschuß deckt. In die nördlichsten 



B80 



Land 



Meer 




Fig. 26. Normalisothermen. 

Teile der Kontinente dringt das Seeklima so weit ein, daß mit Aus- 
nahme des inneren eiserfüllten Grönlands selbst die niedrigsten 
Jahrestemperaturen höher sind, als die den betreffenden Breiten 
entsprechenden Werte des solaren Landklimas : offenbar eine Folge 
davon, daß das Land in den höheren Breiten abbricht. Würde Asien 
über den Pol mit Amerika zusammenhängen, so würden in 60 und 
70° B. viel niederere Temperaturen auftreten, als es tatsächlich der 
Fall ist. Auch in der Tropenzone löst sich das Land auf, auch 
hier siegt das See- über das Landklima, und selbst die höchsten 
beobachteten Jahrestemperaturen erreichen kaum die Wärmegrade 
des reinen solaren Landklimas, das einen großen Teil der Kon- 
tinente' unbewohnbar machen würde. Auf dem Indischen Ozean be- 



88 Die Lufthüll* 



wirkt die große kontinentale Umrahmung eine deutliche Temperatur- 
erhöhung; hier hat sich der Ausgleich zwischen Land- und Seeklima 
wirklich vollzogen, indem das erstere erniedrigt, das letztere erhöht 
wird, während im südtropischen Teil des Atlantischen Ozeans die 
Strömungen den Einfluß des umgebenden Festlandes so sehr unter- 
drücken, daß er entschieden als zu kalt erscheint. Dagegen ist der 
ganze atlantische Norden zu warm, und diese Abnormität tritt be- 
sonders in den höheren Breiten schärfer hervor. Die Isothermen 
dringen hier mit den warmen Meeresströmungen durch eine offene 
Pforte viel weiter gegen Norden vor, als in dem abgeschlossenen 
Pazifischen Ozean. Diese größte Meeresnäche endlich wird von dem 
Landklima nur wenig beeinflußt, die Strömungen sind nicht sehr 
energisch entwickelt, und die Temperaturverteilung dürfte hier am 
meisten den theoretischen Voraussetzungen entsprechen. 

Die Scheitel unserer Normalisothermen in Fig. 26 liegen in der 
Mitte der Festländer und Meere, und die Krümmung verläuft sym- 
metrisch. Bei den wirklichen Isothermen ist dies nicht der Fall, die 
Scheitel sind alle nach Ost verschoben, in die Nähe der Ränder der 
Kontinente und Meere, und infolgedessen sind sie am Westrand des 
Festlandes mehr oder weniger scharf geknickt, während sie am Ost- 
rand in sanftem Schwung verlaufen. Die innere und die äußere Zone 
unterscheiden sich nur insofern, als dort die polwärts, hier die äquator- 
wärts gerichteten Scheitel geknickt sind; dort liegt die abnorme Stelle 
an der Vorderseite, hier im Rücken der herrschenden Winde, aber 
in beiden Fällen sind die Winde die Ursachen der Verschiebung. 

Diese Isothermengestaltung ist der Ausdruck des Gesetzes, daß 
die Westküsten in höheren Breiten wärmer, in niederen 
Breiten kälter sind als die Ostküsten. Theoretisch sollten ja 
beide Küsten nahezu gleich warm sein, unter dem Einfluß der West- 
winde schiebt sich aber in der äußeren Zone unserer Halbkugel 
das Seeklima im Westen weit in das Land hinein, und ebenso ver- 
schiebt sich das Landklima gegen die Ostküste und macht seinen 
erkältenden Einfluß noch weit in das Meer hinaus geltend. Auch 
in der Zone der Passate sind die von diesen Seewinden getroffenen 
Küsten wärmer, aber die Verkettung von Ursache und Wirkung ist 
hier eine andere. Hier schiebt sich ein Zwischenglied ein, das wir 
erst später genauer kennen lernen werden: die Erkaltung des Meer- 
wassers an den Westküsten Afrikas und des tropischen Amerikas 
durch Aufsteigen von Tiefenwasser und Zufluß kälteren Wassers. Wo 
dieses kalte Küstenwasser fehlt, wie in Australien, da ist die Ost- 
küste kälter, weil sie vom Ostwind überweht wird. 

Die dritte Unregelmäßigkeit besteht endlich in der stellenweisen 



Die horizontale Verteilung <lcr Temperatur 



89 



Temperaturzunahnie mit wachsender Breite. Der Grund liegt in der 
horizontalen und vertikalen Gliederung des Festlandes, im Wechsel 
von Land und Wasser längs eines Meridians, in Vegetationsverhält- 
nissen, in Meeresströmungen usw. 

Verbindet man, wie es auf Karte VIII geschehen ist, die heiße- 
sten Punkte der Meridiane miteinander, so erhält man den ther- 
mischen Äquator, der in höchst unregelmäßiger Weise zwischen 
2G°N und 9° S hin und her schwankt. Daß er im Pazifischen 
Ozean auf die Südhemisphäre übertritt, ist wohl in den Strömungs- 
verhältnissen begründet, sonst liegt er aber fast durchaus auf unserer 
Halbkugel und bewegt sich auf den Festländern am weitesten pol- 
wärts. Warum er sich in Afrika, wo am wirklichen Äquator doch 
auch breites Land ist, so weit nach Norden verschiebt, mag auffallen, 
ist aber ohne weiteres erklärlich, wenn man erwägt, daß er eine 
Wüste durchzieht, die sich im Sommer außerordentlich erhitzt und 
ihre Wärme den untersten Luftschichten mitteilt, während am Gleicher 
das Land mit Vegetation bedeckt ist. Deshalb liegt auch in Amerika 
die heißeste Stelle nicht im üppig bewaldeten Äquatorialstreifen, 
sondern im trockenen Binnenland Mexicos. 

Ob die mathematischen Pole die kältesten Punkte der Erdober- 
fläche sind, wie es das solare Klima verlangt, wissen wir zwar nicht, 
es spricht aber manches gegen diese Annahme. Der kälteste Ort 
unserer Halbkugel und der Erde überhaupt, von dem wir die mitt- 
lere Jahrestemperatur mit einiger Sicherheit feststellen können, ist 
die Lady-Franklin-Bai an der Ostküste von Grinnel-Land (81°44'N); 
Hann hat dafür eine Mitteltemperatur von —20° berechnete Mohn 5 

x Beispiele für das polare Klima; die drei arktischen Landstationen 
liegen in ungefähr derselben Breite, für die Frambeobachtungen im östlichen 
Eismeer wurden die mittleren Koordinaten eingestellt. Im arktischen Gebiet 
vertritt das Eismeer das ozeanische, NW-Grönland das streng kontinentale 
Klima, Spitzbergen das Klima im Bereich der warmen Atlantisehen Strömung. 





Arktisches Klima 


Antark- 




1. Östliches 
Eismeer 


2. NW- 
Grönland 


3. Spitz- 
bergen 


tisches Klima 
Viktorialand 


B 

L 

Winter 

Frühling 

Sommer 

Herbst 

Jahr 

Wärmster Monat . . 
Kältester Monat . . 
Schwankimg .... 


82,7 °N 
89,2 
-34,5° 

-21,4 

- M 

-19,8 
-19,2 

+ 0,05 

— 35,8 

35,85 


79,5° N 
68,2 W 
-32,6° 

-22,i 

+ 1,9 
-16,8 
-17,4 

+ 3,8 

-34,1 
37,9 


78,5 °N 

15,7 
-14,3° 

- 9,6 
+ 3,6 

- 4,5 
- 6,2 

4- 4,6 

-18,5 

23,i 


77,8° S 
166,8 

-26,3° 

-19,5 

- 6,o 

- 22.o 

-18,4 

- 4.o 
-26,9 

22.9 



90 Di.- Lufthülh 



verlegt den thermischen Nordpol in ungefähr 86° N und 170° und 
umschließt ihn mit der Isotherme von —24°. Daneben finden wir 
noch ein zweites Kältezentrum auf dem grönländischen Inlandeis, 
wo die Jahrestemperatur bis —22° sinken soll. 

Temperaturverteilung in den extremen Monaten. 6 Die mittlere 
Jahrestemperatur ist eigentlich ein imaginärer Wert, denn die Sonne 
wandert im Verlauf eines Jahres von einer Hemisphäre zur anderen, 
und mit ihr das ganze Isothermensystem, der Wärmeäquator sowohl 
wie die beiden Grenzlinien zwischen der inneren und den äußeren 
Zonen. x Nur in den Übergangsjahreszeiten nähert sich die Tem- 
peraturverteilung dem mittleren Zustand, im Januar und Juli weicht 
sie am meisten davon ab. Aber nicht im gleichen Sinn. Alles was 
wir früher als Abweichung vom Normalen bezeichnet haben, gelangt 
in der inneren Zone im Sommer, in der äußeren im Winter zur 
höchsten Entfaltung. In diesen Jahreszeiten bleibt für die betreffende 
Zone der Charakter der Jahresisothermen zwar gewahrt, ist aber bis 
zum Extrem verzerrt. Man ersieht das am besten aus der Knickung 
der Isothermen, die immer einen schroffen Übergang vom See- zum 
Landklima unter gleicher Breite anzeigt. Im Sommer schwächt sich 
in der äußeren und im Winter in der inneren Zone der Gegensatz 
von Wasser und Land ab, und der Einfluß der Polhöhe gewinnt 
an Bedeutung. 

Der thermische Äquator liegt im Januar (s. Karte IV) zum 
größten Teil in der Südhemisphäre, am weitesten ausgebuchtet auf 
den Kontinenten, wo in den trockenen Gebieten die Hitze über 30° 
steigt, in Südamerika allerdings nur im westlichen Argentinien, 
während das innere Australien ein wahrer Glutofen ist, ähnlich wie 
die Wüstendistrikte Nordafrikas und Vorderasiens im Juli. Die 
innere Zone umfaßt alle südlichen Festländer, auf unserer Halb- 
kugel beginnt die äußere Zone aber schon zwischen 10° und 20 °B. 
Unsere Aufmerksamkeit wird hier hauptsächlich durch die Verhält- 
nisse im Umkreis des Atlantischen Ozeans vom Felsengebirge bis 
zum Ostrand Asiens gefesselt. Hier wirken die mit dem Golfstrom 
zusammenhängenden Strömungen in der Tat als Warmwasserheizung, 
aber nur das europäische Gestade überfluten die herrschenden West- 
winde mit lauen atlantischen Lüften, an der Ostküste der Alten und 
der Neuen Welt kommen sie als kalte Landwinde an. Der Gegensatz 
von West und Ost wird noch dadurch verschärft, daß die Seewinde 



x Normalisothermen: Jahr Januar Juli 

Grenze zw. d. nörcll. äußeren u. inneren Zone . . 45 °N 22 °N 68 °N 

Mathematischer Wärmeäquator 23 S 23 N 

Grenze zw. d. südl. inneren u. äußeren Zone . . 45 S 68 S 22 S 



Die horizontale Verteilung der Temperatur 91 



an den Westküsten feucht sind; der bewölkte Himmel hindert die 
Ausstrahlung, die bei der Kondensation des Wasserdampfes frei 
werdende Wärme erhöht die Temperatur. Die entgegengesetzte 
Wirkung hat das trockene, klare Wetter an der Ostküste Asiens. 
Dagegen sind die kalten Meeresräume an den Ostseiten der Nord- 
kontinente von geringerer thermischer Bedeutung. Sie sind schmal, 
und ihre Temperatur wird nicht durch die herrschenden Winde 
den benachbarten Küstenstrichen mitgeteilt, wie die der warmen 
Strömungen den westlichen Gestaden. Nur in der nordostasiatischen 
Inselwelt, die an der Westküste von einem Zweige des warmen 
Kuroschio und an der Ostküste von einer kalten Strömung aus 
dem Ochotskischen Eismeer berührt werden, entstehen Gegensätze, 
die im kleinen den Kontrast zwischen den West- und Ostseiten 
der Kontinente wiederholen. Noch gewaltiger ist der Unterschied 
zwischen dem winterlichen Land- und Seeklima. Der Ostschenkel 
der atlantischen Isothermenknickung nimmt einen meridionalen Ver- 
lauf, ja wendet sich zum Teil sogar widersinnig nach Südwest und 
West. Die Temperatur nimmt in der Alten Welt von West nach 
Ost stärker ab als von Süd nach Nord, so zwischen der südlichsten 
und der nördlichsten Stadt Europas, Tarifa und Hammerfest, durch- 
schnittlich für 100 km um 0,i4°, dagegen zwischen Europa und West- 
sibirien, auf das gleiche Maß reduziert, im 56. Parallel um 0,5i° und 
im 63. sogar um 0,82°. Die 0°-lsotherme überschreitet an der nor- 
wegischen Küste den Polarkreis, sinkt im östlichen Asien bis zum 
34. Breitengrad herab, steigt dann in .Japan wieder bis 40° und 
an der amerikanischen Westküste bis 59 °, um im Inneren der Union 
bis 38° herabzusinken und die Ostküste unter ungefähr 40° B. zu 
erreichen. Schanghai unter der Breite von Alexandrien hat dieselbe 
mittlere Januartemperatur wie Thorshaven auf Färöer unter 62° B. 
und die amerikanische Ostküste in der Breite von Sizilien. Am 
schroffsten sind die Gegensätze an den atlantischen Gestaden, wo in 
Kristiansund und Aalesund an der norwegischen Küste die mittlere 
Tagestemperatur nie unter 0° sinkt, während an der amerikanischen 
selbst die mittlere Monatstemperatur auf —20° und darunter fällt. 
Alle Isothermenkarten verzeichnen in Ostsibirien ein Kälte- 
zentrum von enormer Tiefe. In Breiten, wo sich die Lufttemperatur 
auf dem Atlantischen Ozean über dem Gefrierpunkt hält und die 
norwegische Küste so warm ist wie das pontische Gestade Süd- 
rußlands, beträgt die mittlere Januartemperatur in Jakutsk (62 ° N) 
— 43,3°, sie sinkt in Werchojansk am Janafluß auf —50,8° und 
steigt im Ustjansk an der arktischen Küste wieder auf —41,4°. Dies 
ist die Gegend, wo überhaupt die tiefsten Temperaturen beobachtet 



92 Die Lufthülle 



wurden:* so in Irkutsk — 04, * ,. und in Werchojansk —67,8°, während 
als absolutes Minimum auf der westlichen Hemisphäre (am Floeberg 
Beach) bisher nur —58,7° notiert wurde. Indes hat Woeikow 
Zweifel an der Richtigkeit der üblichen Darstellung, der auch wir 
gefolgt sind, ausgesprochen. Er hat darauf aufmerksam gemacht, 
daß die Stationen hier alle in den Tälern liegen, und daß — wie 
wir bereits auf S. 80 gezeigt haben — aller Wahrscheinlichkeit 
nach die Temperatur im Winter mit der Höhe zunimmt. Die 
tiefsten geschlossenen Isothermen müßten also schmale Kältebänder 
längs der Flußläufe umsäumen, anstatt in weiter Ausdehnung Berg 
und Tal zu umschließen. Aber selbst wenn wir uns dieser Auf- 
fassung anschließen, eines ist unzweifelhaft: die außergewöhnliche 
Erkaltung Ostsibiriens im Vergleich zu den Binnenlandschaften 
Nordamerikas unter gleicher Breite. Wir werden bei Besprechung 
der Luftdruckverteilung in Ostsibirien ebenso abnorme Verhältnisse 
ausgebildet finden, und unzweifelhaft besteht zwischen beiden 
meteorologischen Elementen eine Wechselbeziehung. Schon an der 
Grenze zwischen West- und Ostsibirien sinkt das Thermometer bei 
Windstille im Winter außerordentlich tief, während alle stärkeren 
Winde die Temperatur erhöhen, gleichgültig aus welcher Himmels- 
richtung sie wehen. Bei Windstille stagnieren die durch die heftige 
Ausstrahlung des schneebedeckten Bodens erkalteten unteren Luft- 
schichten, und es kommt, um sehr tiefe Temperaturgrade zu er- 
zeugen, nur darauf an, daß Kalmen vorherrschen. Das ist nun in 
Ostsibirien der Fall. Die hügelige Natur des ganzen Landes und die 
ziemlich hohe Scheidewand, die das Stanowoigebirge zwischen Ost- 
sibirien und dem Pazifischen Ozean aufrichtet, hindern den Abfluß 
der kalten Tiefenluft zu den umgebenden Gebieten niederen Baro- 
meterstandes; während die Luft des canadischen Mackenziebeckens, 
das sonst unter ähnlichen Bedingungen steht wie Ostsibirien, nach 
Norden, Osten und Süden freie Bahn findet. 

Ein zweites Kältezentrum bildet die Eiswüste Grönlands, wo 
Nansen in Seehöhen von über 2000 m schon im September 1888 
Nächte erlebte, in denen sein nur bis —30° gehendes Thermometer 
völlig versagte. Mohn 7 berechnete auf konstruktivem Weg ein 
Minimum von —45°! Das grönländische Kältezentrum dürfte also 
dem ostsibirischen nicht viel nachgeben, ja es vielleicht sogar über- 



X Das Maximum-Minimum-Thermometer, das wahrscheinlich die öster- 
reichische Expedition am Matotschkin Scharr auf Nowaja Semlja zurückgelassen 
hatte und das von Borissow wieder aufgefunden wurde, zeigte —70°; da aber 
nicht mitgeteilt wird, oh es auch geprüft wurde, so ist diese Angabe wissen- 
schaftlich nicht verwertbar. 



Die horizontale Verteilung der Temperatur 93 



treffen. Ein drittes liegt nach Mohn's neuesten Karten 5 am Nordpol. 
Man kann jetzt alle diese drei Zentren als Kältepole bezeichnen, 
wenn auch nach Mohn's Darstellung der sibirische Pol im Dezember 
und Januar der kälteste ist. Dafür ist er aber auch vergänglich, 
er erscheint erst im November und verschwindet im März, während 
sich die beiden anderen das ganze Jahr hindurch erhalten. 

Im Juli (s. Karte V) steigt der Wärmeäquator weit in unsere 
Hemisphäre hinauf, besonders in Asien und Nordamerika, wo er sich 
dem 30. Parallel nähert, vielleicht ihn sogar überschreitet. Auch 
hier sind Mitteltemperaturen über 30° an die vegetationsarmen Ge- 
biete gebunden; am heißesten ist die Sahara. Die Grenze zwischen 
der inneren und äußeren Zone liegt in Australien und Südamerika 
in etwa 20° B., auf der nördlichen Halbkugel umfaßt die innere 
Zone die Kontinente bis über 70° B., mit Ausnahme von Grönland. 
Überall ist das Meer kälter als das Land, die Isothermen steigen 
auf dem Festland polwärts an und senken sich auf der See 
äquatorwärts, aber die Temperaturunterschiede sind im allgemeinen 
doch nicht so groß wie die entgegengesetzten im Januar. Nur im 
westlichen Nordamerika zeigen die dichtgedrängten meridionalen oder 
sogar überkippten Isothermen eine beispiellos rasche Temperatur- 
zunahme von der Küste nach dem Innern des Landes an. San Diego 
am californischen Gestade, das unter dem Einfluß einer kühlen 
Meeresströmung und vorherrschender Seewinde steht, hat eine mitt- 
lere Julitemperatur von 21,3°, das nur 250 km davon entfernte Fort 
Yuma in der Colorado wüste dagegen 34,i°. Das ergibt in östlicher 
Richtung eine Steigerung von 1 ° für nicht ganz 1 9 km. 

Im schroffen Gegensatz zu der thermischen Anordnung im 
Januar ist nun Ostsibirien, wo selbst Werchojansk eine mittlere 
Julitemperatur von 15,i° hat, beträchtlich würmer als Nordamerika 
unter gleicher Breite, das schutzlos den polaren Winden preisgegeben 
ist. Man beachte besonders, wie die tief eindringende Hudsonbai, 
die erst spät ihr Eis verliert, die Isothermen nach Süden drängt. 
So wird Labrador, in der Breite von England und Norddeutschland, 
eines der unwirtlichsten Länder, denn nicht die mittlere Jahres- 
temperatur und die Winterkälte ist entscheidend für den Kultur- 
wert eines Landes, sondern die Sommerwärme. 

Auf der südlichen Halbkugel nehmen die Isothermen einen ein- 
facheren Verlauf als im Sommer, weil die Kontinente nicht in hohe 
Breiten hineinreichen. Die West- und Ostküsten von Afrika und 
Südamerika zeigen dasselbe thermische Verhalten wie im Januar, 
nur ist die Temperaturdifferenz in der Nähe des Äquators größer, 
weiter ^egen Süden aber kleiner als im heißesten Monat. Den 



94 Die Lufthülle 



schärfsten Gegensatz bilden die brasilianische nnd die peruanische 
Küste. Lima unter 12° B. und 172 m ü. M. hat eine mittlere Juli- 
temperatur von 15°, die im Osten erst unter 27° B. erreicht wird. 
Der Unterschied von 15 Breitengraden wird zwar auf der Nord- 
hemisphäre übertroffen, aber nirgends finden wir wieder eine so 
niedere Temperatur so nahe dem Äquator. 

Man sollte voraussetzen, daß sich im zirkumterranen Meer der 
höheren südlichen Breiten die Isothermen den Parallelkreisen an- 
schmiegen. In Wirklichkeit finden wir aber auch hier Abweichungen, 
die direkt auf die Verbreitung des polaren Treibeises, indirekt wahr- 
scheinlich auf Meeresströmungen zurückzuführen sind. Bemerkens- 
wert ist namentlich die südatlantische Kältezunge; Südgeorgien ist 
kälter als Kap Hoorn, und noch kälter muß die völlig vereiste 
Bouvetinsel sein, so daß man wohl annehmen darf, daß hier alle 
Isothermen von W nach in äquatorialer Richtung ansteigen. 8 
Sicher sind innerhalb des zirkumterranen Meeres die Winter wärmer 
und die Sommer kälter, als durchschnittlich in gleicher Breite 
auf unserer Landhalbkugel, aber dieser Charakterzug darf nicht, wie 
es früher geschah, in seiner ganzen Schärfe auch auf die polare 
Zone übertragen werden. Am Rand der eisbedeckten Landmassen 
sind auch die antarktischen Winter streng. Das Charakteristische 
dieser Zone bleibt allerdings die tiefe Sommertemperatur. Die Null- 
isotherme des wärmsten Monats dürfte nicht weit südlich vom Polar- 
kreis liegen, während auf unserer Halbkugel nicht nur auf eisfreiem 
Land, x sondern sogar mitten im Eismeer bis zum 85. Parallel 
wenigstens ein Monat eine positive Mitteltemperatur besitzt. Nur 
im Inneren des grönländischen Eisplateaus stoßen wir auf eine 
negative Mitteltemperatur des wärmsten Monats, also auf antarktische 
Verhältnisse. Alles Eis verbraucht im Tauprozeß einen großen 
Teil der ihm zugeführten Wärme, aber Landeis, wie es scheint, 
mehr als marines — vielleicht deshalb, weil sich letzteres im Sommer 
in Schollen auflöst, so daß auch Wasser mit der Luft in Berührung 
tritt. Wir dürfen daraus schließen, daß auch die niedere antark- 
tische Sommertemperatur von einem großen Landeis herstammt; 
und wenn sich hier die beiden temperaturerniedrigenden Faktoren, 
Landeis und Polnähe, in höchster Potenz vereinigen, so ist in der 
Nähe des Südpols der absolute Kältepol der Erde zu erwarten. 

Durchschnittstemperatur der Parallelkreise, Meridiane, Erdteile 
und Meere. Nach den Isothermenkarten hat zuerst Dove die 
„Normaltemperaturen", richtiger gesagt, die Durchschnitts- 



Lady-Pranklin-Bai 87 °B., +2, 



Die horizontale Verteilung der Temperatur 



95 



temperaturen der Parallelkreise berechnet, und in neuester 
Zeit haben Spitalee, Batchelder und Hopfner mit Zuhilfenahme 
des inzwischen reichlich angewachsenen Beobachtungsmaterials, wie 
es in Hann's und Buchan's Isothermenkarten niedergelegt ist, diese 
Operation wiederholt. 9 





Dur 


shschnittstempera 


turen 


der B 


reiten 


kreise 






Spitaler (Mohn 


Hanx x ) 


Batchelder 


Hopfner (Meinardusx x ) 




i 
II Jahr Januar 


Juli 


Jahr Januar 


i Juli 


j Jahr ' Januar 


Juli 


90°N 


-22,7° 


-4l,o° 


- l,o° 


— 


— 


— 


! _ 


— 




80 


- 18,! 


- 32,2 


2,0 


-16,9° 


-34,9° 


0,2° 


- 16,4° 


- 33,3° 


1,9° 


70 


-10,7 


-26,3 


7,3 


- 10,2 


- 26,:, 


6,7 


- 9,6 


-26,4 


6,7 


60 


- 1, 


- 16,i 


14,i 


- 1,2 


- 15,6 


13,8 


- 0,8 


- 16,i 


14,0 


50 


5,6 


- 7,2 


18,i 


5,8 


- 6,7 


18,1 


6,2 


~ 7,3 


17,9 


40 


14,0 


3,9 


23,8 


13,9 


6,1 


24,i 


14,5 


5,9 


24,2 


30 


20,3 


13,9 


27,4 


20,2 


15,3 


27,2 


20,7 


15,0 


27,2 


20 


25,7 


21,7 


28,1 


24,9 


22,1 


28,0 


25,2 


21,9 


27,9 


10 


26,4 


25,7 


26,7 


27,1 


25,8 


27,i 


26,8 


25,8 


27,o 





25,9 


26,2 


25,5 


26,6 26,7 


25,7 


26,3 


26,5 


25,7 


10S 


25,o 


25,9 


24,o 


25,7 26,7 


23,8 


25,4 


26,7 


23,8 


20 


22,7 


25,5 


20,5 


23,3 : 25,3 


19,4 


22,9 


25,2 


19,4 


80 


18,5 


22,6 


15,3 


18,3 


21,i 


13,9 


18,3 


21,2 


14,3 


40 


11,8 


16,i 


9,7 


12,2 


15,i 


8,3 


11,7 


15,i 


8,4 


50 


5,9 


8,i 


3,2 


5,3 


8,6 


2,7 


5,1 


8,6 


3,1 


60 


|- 2 ,o 


3,2 


- 7,6 


— 


— 


- 


- 3,5 


2,3 


- 10,6 


70 


-11,5 


- 0,8 


-22,2 


— 


— ■ 


-12,8 


- 1,3 


-22,0 


80 


- 19,8 


— 6,5 


- 31,5 


— 


— 


— 


- 20,6 


- 4,3 


-28,7 


90 


- 24,0 


— 


— 


— 


— 


— 


- 25,o 


- 6,0 


- 33,3 



Auffallenderweise weichen die Tabellen gerade in Zonen mit 
verhältnismäßig zahlreichen meteorologischen Stationen (30 und 40° N 
und 20 — 40° S) beträchtlich voneinander ab — ein Beweis, wie 
ungenau selbst unsere besten Isothermenkarten noch sind. Aber 
abgesehen davon, springt der Gegensatz zwischen den beiden Halb- 
kugeln aus allen Zahlenreihen sofort in die Augen, nur muß man 
den nördlichen Januar mit dem südlichen Juli und umgekehrt ver- 
gleichen. Im wärmsten Monat ist die ganze nördliche Hemisphäre 
wärmer als die südliche, im kältesten aber nur vom Äquator bis 



x Für die nördlichen Breiten von 60 — 90° setzen wir die neuen Zahlen 
von Mohn 5 ein, für die höheren südliehen Breiten (60 — 80°) hat Hann (Meteoro- 
logie, 2. Aufl., S. 114) Mitteltemperaturen berechnet. 

xx Zahlen für 60 — 90° S siehe A. Scobel, Geographisches Handbuch, 

Leipzig-, S. 74. 



96 



Die Lufthülle 



30° B., und im Jahresmittel besitzt die südliche Halbkugel nur 
im zirkumterranen Meer der gemäßigten Zone (50 °B.) ein thermisches 
Übergewicht. Man hat früher angenommen, daß sich die Gegen- 



Nördliche Breite 



Südliche Breite 



Kalte a 
z. " 


emäfsi 


gte 


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u e Gemäfsigt 


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JGOL 
757,0 
755 



80 1*7 
75 

71) 



Fig. 27. Verteilung der klimatologischen Elemente nach der geographischen Breite 
(vgl. dazu die Bemerkung zu Fig. 13, S. 49). 



S. = Sonnenstrahlen in Äquatorialtagen, T. = Mittlere Jahrestemperatur in ° C.j 
AF. = Absolute Feuchtigkeit in Gramm in 1 cbm Luft, L. = Luftdruck in mm, 



B. 



Bewölkung — 100, RF. = Relative Feuchtigkeit in Prozenten, N. 
schlag auf dem Land in mm. 



Nieder. 



sätze in höheren Breiten ausgleichen, und daß beide Halbkugeln 
eine gleiche Durchschnittstemperatur von ungefähr 15° besitzen, 
die neuesten Erfahrungen im Südpolargebiet haben aber diese An- 
sicht berichtigt. Hann hat neuerdings folgende Mitteltemperaturen 
berechnet: 



Die horizontale Verteilung der Temperatur 97 





Nördliche 


Südliche 


Ganze 


Unterschied 




Halbkugel 


Halbkugel 


Erde 


beider Halbkugeln 


Jahr . . . 


15,i° 


13,6° 


• 14,4° 


4- 1,5° 


Januar . . 


7,s 


17,3 


12,6 


— 9,5 


Juli. . . . 


22,5 


10,3 


16,4 


+ 12,, 



Man vergleiche damit die Tabelle Angot's auf S. 63. Die südliche 
Halbkugel erhält in ihrem Sommer mehr Wärmemengen als die 
nördliche im nördlichen Sommer und ist doch kälter als diese. Im 
Winter liegen die Verhältnisse ' gerade umgekehrt: ein klarer Be- 
weis, daß für die Verteilung der Temperatur die irdischen 
Verhältnisse maßgebender sind als die solare Wärme- 
zufuhr. 

Man hat auch sogenannte Durchschnittstemperaturen der einzelnen 
Breitenzonen (Spitaler, v. Tillo 10 ), der Meridiane (Buys-Ballot 11 ) 
und der Erdteile und Meere (v. Tillo 10 ) ermittelt; alle diese Zahlen- 
reihen variieren nur das Grundgesetz von dem Gegensatz des Land- 
und Seeklimas. Noch deutlicher kommt es auf den Isanomalen- 
karten zum Ausdruck. 

Isanomalen. Die Berechnung der fälschlich sogenannten Normal- 
temperaturen führte Dove zur Aufstellung des Begriffes der ther- 
mischen Anomalie. Man versteht darunter die Abweichung der 
Temperatur eines Ortes von der Durchschnittstemperatur seiner Breite. 
Ist die Anomalie positiv, so gilt der betreffende Ort als zu warm, im 
entgegengesetzten Fall als zu kalt. In unserer Zeit haben auch 
Spitalee, Batchelder und Hopener Karten entworfen, auf welchen 
die Orte gleicher Anomalie durch Linien, sogenannte Isanomalen, 
miteinander verbunden sind. Auf Taf. VI und VII ist die Ano- 
malie in beiden extremen Monaten nach Hopfner und Mohn zur 
Darstellung gebracht. 

Konstant zu warm sind die Westseiten der nordhemisphärischen 
Festländer, aber aus orographischen Gründen in sehr verschiedener 
Ausdehnung. Denn während in Amerika das Cordillerensystem der 
Seeluft nicht gestattet, über den schmalen pazifischen Küstenstrich 
binnenwärts vorzudringen, werden im offen liegenden Westeuropa 
ausgedehnte Länder der Wohltat der atlantischen Winterwärme teil- 
haftig. Dauernd zu kalt sind die Ostseiten, und auch darin zeigt sich 
wieder die Bevorzugung der Alten Welt. In den übrigen Gebieten 
wechselt die thermische Anomalie im Lauf des Jahres ihr Zeichen: 
die Meere sind im Winter zu warm und im Sommer zu kalt, das Innere 
der Kontinente ist im Sommer zu warm und im Winter zu kalt. 
So ordnen sich etwa nördlich von 20° N die vier Arten der ther- 
mischen Anomalie in meridionalen Streifen an (Fig. 28), jedoch sind 

Süpan, Physische Erdkunde. 5. Aufl. 7 



98 



Die Lufthülle 



die winterlichen Anomalien viel größer als die sommerlichen. Um- 
gekehrt verhält es sich in den Tropen (vgl. Fig. 29), wo die Er- 
hitzung des Festlandes durch die senkrechten Sonnenstrahlen ent- 
scheidend wirkt. Auch hier wechseln die vier Arten der Anomalien 
miteinander ab, aber die permanent kalten Gebiete liegen nun im 
Westen, die permanent warmen Gebiete im Osten der Festländer, — 
Australien ausgenommen. Im großen und ganzen entspricht die 
Temperaturverteilung in den Tropen viel mehr dem solaren Klima 



JdO c 



&O c 



W 0° 0. 



90° 



15° 

lO° 
5° 

N 

- 6° 
-10° 
■15° 



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-10 

.15 



Fig. 28. Thermische Anomalie in 50 °n. B. 

90° W. 0° O. 90° t80° 




Fig. 29. Thermische Anomalie in 20° s. B. 

In Fig. 28 und 29 bedeutet iVdie Durchschnittstemperatur des betreffenden Breiten- 
kreises, + bedeutet positive, — negative Anomalie. Anomalie im Januar. 

Anomalie im Juli. 

als in unseren Breiten; es gilt der allgemeine Satz, daß die Ano- 
malie um so größer ist, je mehr die Isothermen von den Parallel- 
kreisen abweichen. Innerhalb des zirkumterranen Ozeans können 
nur Meeresströmungen geringere Anomalien hervorrufen. 

Temperaturzonen. Wenn wir das, was über die horizontale 
Temperaturverteilung bisher gesagt wurde, überblicken, so ergibt 
sich, daß das wirkliche Klima zwar auf dem solaren beruht, aber 
stellenweise mehr oder minder beträchtlich davon abweicht. Die 
alten Klimagürtel (s. S. 61) aufrecht zu erhalten, ist unter solchen 
Umständen vergebliches Bemühen, denn was nützt eine Regel, 
wenn die Ausnahmen überwiegen? An die Stelle von Wende- und 



Die horizontale Verteilung der Temperatur 



99 



Polarkreisen, die die mathematischen Zonen begrenzen, sind also 
Isothermen zu setzen (s. Taf. VIII). 

Für die Polargrenzen der warmen Zone eignen sich am besten 
die Jahresisothermen von 20 °. Sie fallen im großen und 
ganzen mit den Polargrenzen der Palmen zusammen, die Grisebach 
den reinsten Ausdruck des Tropenklimas nennt, und auch mit den 
Polargrenzen der Passatwinde, die — wie wir später sehen werden — 
für die warmen Erdgegenden so sehr charakteristisch sind. Für 
die Abgrenzung der gemäßigten Zonen von den kalten habe ich ur- 
sprünglich die Jahresisotherme von 0° vorgeschlagen. Sie hat aller- 
dings zunächst nur theoretische Bedeutung, aber praktisch doch 
auch insofern, als innerhalb der 0°-lsotherme beständiges Boden- 
eis vorkommt. Nach Wild's Annahme tritt es, da die Boden- 
temperatur etwas höher ist als die der Luft, dort auf, wo die letztere 
im Jahresmittel —2° beträgt; in der Tat ist aber seine Verbreitung 
von einer Reihe anderer Umstände abhängig, unter denen, wie 
Woeikow gezeigt hat, der Schnee am wichtigsten ist. Als schlechter 
Wärmeleiter schützt die Schneedecke den Boden vor Ausstrahlung, 
und Eisboden entwickelt sich erst dort, wo die Jahrestemperatur 
unter —5° sinkt; während dort, wo Schnee fehlt, wie z. B. in weiten 
Gebieten Zentralasiens, der Boden schon bei höheren Mitteltempe- 
raturen in einer gewissen Tiefe dauernd gefriert. Es ist aber mit 
Recht der Einwurf erhoben worden, daß jenseits der Nullisotherme 
sehr verschiedene Klimate existieren, verschieden nämlich, wenn wir 
den Einfluß des Klimas auf die Pflanzenwelt und damit auch auf 
den Menschen berücksichtigen. Allen Anforderungen einer guten 
Grenze entspricht dagegen die 10°-Isotherme des wärmsten 
Monats. Die Sommerwärme ist für die Vegetation entscheidend, 
die Winterkälte ist ohne Einfluß. Wo die Mitteltemperatur des 
wärmsten Monats 10° nicht mehr erreicht, da sind Wald wuchs (mit 
alleiniger Ausnahme des Feuerlandes) und Getreidebau ausgeschlossen, 
und damit nehmen die menschlichen Kulturformen eine andere Ge- 
staltung an. 

Den Unterschied der mathematischen Klimagürtel und unserer 
Temperaturzonen entnimmt man aus folgenden Zahlen: 



Grenze zwischen der 



Mathem. 
re 



Temperaturzonen 



Mittlere 
Lage 



Extreme 



nördl. kalten u. gemäß. Zone , 
nördl. gemäß, u. warmen Zone 
südl. warmen u. gemäß. Zone . 
südl. gemäß, u. kalten Zone 



66°33'N 
23 27 
23 27 S 
66 33 



68° N 
30,5 

27 S 
48 



72° 

38 

36 



54 V 5 

22 4 ; 5 

12 
44 



100 



Die Lufthülle 



Aus der mittleren Lage der Grenzisothermen können wir die 
Flächen der Temperaturzonen berechnen: 



Mathem. 
Zonen ( — ) 


Temperatur- 
Zonen ( + ) 


Unterschied 




Mill. qkm 




21,24 


18,55 


- 2,69 


132,6i 


107,38 


-25,23 


101,12 


129,01 


+ 27,92 


101,12 


115,21 


+ 14,09 


132,61 


73,79 


-58,82 


21,24 


65,97 


+ 44,73 



Nördl. kalte Zone . . 
Nördl. gemäßigte Zone 
Nördl. warme Zone 

Südl. warme Zone . . 
Südl. gemäßigte Zone 
Südl. kalte Zone . . 



Die warmen Temperaturzonen sind ausgedehnter als der Gürtel 
zwischen den Wendekreisen, eine Folge der großen Entwicklung 
der Kontinentalmassen zu beiden Seiten des Äquators. Aus dem- 
selben Grund nimmt auch die südliche warme Zone eine kleinere 
Fläche ein als die nördliche. Das Entscheidende ist aber die ge- 
waltige Ausdehnung der südlichen kalten Zone. Das ist die Wirkung 
des zirkumterranen Meeres. Wo Südamerika weiter in dieses Meer 
hineinragt, da springt auch die 10°-Isotherme weiter als irgendwo 
sonst in der antarktischen Welt gegen den Pol vor. Nun haben 
wir allerdings Grund anzunehmen, daß sich um den Südpol ein 
Festland lagert, aber für die Temperaturzonen bleibt dies gleich- 
gültig. Kontinente sind machtlos, wenn sie nicht in einem breiten 
Zusammenhang mit dem Festland der gemäßigten und warmen 
Zone stehen. Wenn ein großes Südpolarland existiert, so ist es 
unter einer Eisdecke begraben wie das Innere Grönlands. — 

Von wesentlich anderen Gesichtspunkten ging Koppen 12 bei der 
Aufstellung seiner Wärmezonen aus. Er begrenzt sie nicht durch 
Isothermen, sondern berücksichtigt nur die Dauer gewisser Tempe- 
raturen, und zwar ohne Reduktion auf das Meeresniveau. Als 
Schwellenwerte sind 20° und 10° angenommen; über 2u° nennt 
Koppen heiß, 10—20° gemäßigt, unter 10° kalt. 

Im tropischen Gürtel Köppen's sind alle Monate heiß, im 
subtropischen wenigstens 4, höchstens 11. Der gemäßigte Gürtel 
charakterisiert sich dadurch, daß wenigstens 4 Monate gemäßigt 
sind; eine Untereinteilung in drei Gürtel wird hier für notwendig 
erachtet. Der konstant gemäßigte kommt nur auf den Ozeanen, 
der sommerheiße nur auf dem Festland vor, und nur der dritte, mit 
gemäßigtem Sommer und kaltem Winter, breitet sich, von einer 



Die horizontale Verteilung der Temperatur 101 



großen Unterbrechung in Sibirien abgesehen, rings um die Erde 
aus. Auf den gemäßigten Gürtel folgt der kalte, in dem höchstens 
4 Monate gemäßigt, die übrigen kalt sind; endlich der polare 
Gürtel: alle Monate kalt. 

Der polare Gürtel Köppen's fällt also mit unserer kalten Zone 
zusammen, die 2Ü°-Isotherme durchschneidet aber verschiedene 
Dauergebiete. Zwischen der einen und der anderen Einteilung zu 
wählen, liegt kein Grund vor; man kann beide mit Nutzen neben- 
einander gebrauchen. Unsere Einteilung hat den, besonders in 
didaktischer Beziehung nicht zu unterschätzenden Vorzug der Ein- 
fachheit, sie schließt sich den althergebrachten Klimazonen möglichst 
an, und endlich kommt den Grenzlinien, wie wir gesehen haben 
auch eine reelle Bedeutung zu. Dagegen ist Köppen's Gesichtspunkt 
für viele, namentlich für pflanzengeographische Untersuchungen in 
hohem Grad fruchtbringend, wenn wir uns auch nicht verhehlen 
können, daß seine Einteilung einer viel größeren Spezialisierung fähig 
ist und diesem Schicksal auch nicht entgehen wird, freilich um sich 
damit immer mehr von der Forderung klarer Übersichtlichkeit zu 
entfernen. Man wird dann anfangen, Karten für die Dauer ver- 
schiedener Schwellenwerte gesondert zu entwerfen, wie das für Europa 
bereits geschehen ist. 13 Überhaupt sucht man jetzt in der Klima- 
tologie nach neuen Methoden. Es möge hier nur eine erwähnt 
werden. Wir arbeiten jetzt ausschließlich mit arim ethischen Mitteln 
der Temperatur, des Begens usw. Daneben lassen sich aber aus 
den meteorologischen Beobachtungen noch andere Werte ableiten,, 
und unter diesen dürfte dem Seh eitel wert, d. h. dem vor- 
herrschenden oder wahrscheinlichsten Wert, eine Zukunft nicht ab- 
zusprechen sein. 14 Aber die Schwierigkeit liegt darin, daß er sich 
in zuverlässiger Weise nur aus sehr langen Beobachtungsreihen 
ermitteln läßt, und daß, um verschiedene Stationen miteinander zu 
vergleichen, an der Forderung der Gleichzeitigkeit noch strenger 
festgehalten werden muß als bei dem Mittelwert. Daher ist diese 
Methode noch nicht in dem Umfang angewendet worden, um 
geographisch bedeutsame Ergebnisse zu liefern. Hier einige Bei- 
spiele: 

Scheitelwert minus Mittelwert. 

Dez. Jan. Febr. März April Mai Juni Juli Aug. Sept. Okt. Nov. 
St. Petersburg 7,2° 2,2° 5,o° 5,2° 0,6° -0,9° -0,6° -l,o° -0,4° -l,o° 0,9° 2,3° 
Berlin . . .1,2 2,7 2,i 0,7 1,2 2,6 —1,5 -1,6 -0,8 -0,5 0,6 -0,5 

Triest . . . 1,1 0,5 1,2 1,4 0,4 1,4 1,1 0,5 1,4 1,1 2,3 1,4 

Pola. . . .0,2 -0,2 0,4 1,4 -0,3 -0.9 1,3 -0,2 0,0 0,3 1,7 1,6 

Bombay . '. -0,2 -0,2 0,0 -0,1 -0,1 0,2 



102 Die Lufthülle 



In unseren Breiten sind also die Scheitelwerte in der kalten, 
die Mittelwerte in der warmen Jahreszeit höher. In Berlin z. B. 
ist im Januar nicht die Mitteltemperatur die wahrscheinlichste, 
sondern eine um 2,7° höhere, im Juli dagegen eine um 1,6° tiefere. 
In Triest liegt der Scheitelwert das ganze Jahr hindurch über dem 
Mittelwert, in dem nicht weit davon entfernten Pola aber nicht; da 
nicht streng gleichzeitige Beobachtungen zugrunde liegen, so wissen 
wir nicht, ob dieser Unterschied reell ist. In den Tropen scheinen 
beide Werte nahezu zusammenzufallen. 

Eine kartographische Darstellung der mittleren Maxim a und 
Minima hat vanBebber 15 versucht. Sie wiederholt das Bild der 
Januar- und Juli-Isothermen, nur in verschärfter Weise. Mittlere 
Maxima von 40° und mittlere Minima von —50° kommen aus- 
schließlich auf dem Festland vor. 

Literaturnachweise. 1 W. Zenker, Die Verteilung der Wärme auf der 
Erdoberfläche, Berlin 1888. — 2 Wilh. Schmidt in den Sitzungsberichten der 
Wiener Akademie d. Wiss., Math.-naturwiss. Klasse, 1908, Bd. CXV1I, Abteil. IIa, 
S. 237. — 3 J. Schubert, Der Wärmeaustausch im festen Erdboden, Berlin 1904. 
— 4 W. Zenker,. Der thermische Aufbau der Klimate, Halle 1895. — 5 The 
Norwegian North Polar Expedition,. 1893 — 96. Scientific Results, edited by 
Fridtjof Nansen; Bd. VI, London 1905. — 6 Isothermenkarten für alle 
Monate hat seit H. W. Dove erst wieder A. Buch an (im Challenger- Werk, 
Physics and • Chemistry, II. Bd., London 1889), leider im Fahrenheit-Maß, 
veröffentlicht. — 7 H. Mohn und F. Nansen, Nansen's Durchquerung von Grön- 
land, Gotha 1892 (105. Ergänzungsheft zu Petermann's Mitteilungen.) — 

8 A, Sdpan, Das antarktische Klima, in Petermann's Mitteilungen, 1901. — 

9 R. Spitaler, Die Wärmeverteilung auf der Erdoberfläche, in den Denk- 
schriften d. Wiener Akademie d. Wissenschaften, Math.-naturwiss. Kl., 1886, 
Bd. LI. Isanomalenkarte des Jahres in Petermann's Mitteilungen 1887, des 
Januar und Juli ebendas. 1889. S. F. Batchelder, A new Series of Isanomalous 
Temperature Charts, based on Buchan's Isothermal Charts, im American Meteo- 
rological Journal 1894. F. Hopfner, Die thermischen Anomalien auf der Erd- 
oberfläche, in Petermann's Mitteilungen 1906 (zum erstenmal seit Dove sind 
hier die Durchschnittstemperaturen für alle Monate, und zwar auf Grund der 
BucHAN'schen Karten berechnet und danach Isanomalenkarten gezeichnet worden). 
Neue „Normalt« mperaturen" hat W. Precht (Meteorologische Zeitschrift 1894, 
S. 81) unter der Voraussetzung berechnet, daß Land und Wasser überall gleich ver- 
teilt sind. Es sind dies also völlig imaginäre Werte. Auf die Bezeichnung Nor- 
maltemperaturen haben nur die auf S. 81 mitgeteilten Anspruch. — 10 A. v.Tillo, 
Recherches sur la repartition de la temperature et de la pression atmospherique 
ä la surface du globe, St. Petersburg 1887. — n C. H. Büys-Ballot, Verdeeling 
/ler Wannte over de Aarde, Amsterdam 1888. — 12 W. Koppen, Die Wärme-, 
zonen der Erde, in der Meteorologischen Zeitschrift 1884. — 13 A. Supan, Die 
mittlere Dauer der Wärmeperioden in Europa, in Petermann's Mitteilungen 
1887. O. Dorscheid, Die mittlere Dauer des Frostes auf der Erde (richtiger 
auf der nördlichen Halbkugel; Meteorologische Zeitschrift 1907). — u Hugo 
Meyer, Anleitung zur Bearbeitung meteorologischer Beobachtungen, Berlin 1891. 



Die periodischen u. unperiodischen Veränderungen der Temperatur 103 



E. Mazelle, Beziehungen zwischen den mittleren und wahrscheinlichsten Werten 
'der Lufttemperatur, in den Denkschriften der .Mnth.-naturwiss. Klasse der 
Wiener Akademie der Wissenschaften, Bd. LXII, 1895. — l5 W. J. v.w I 'ebber 

'in Petermann's Mitteilungen 1893, S. 273. 

Die periodischen und unperiodischen Veränderungen der Temperatur. 

(Siehe Karte IX.) 

Die tägliche Temperaturschwankung. Das Klima eines Landes 
wird nicht bloß durch die mittleren Temperaturen des Jahres und der 
Monate, sondern auch durch die Schwankungen und die Veränder- 
lichkeit der Wärme charakterisiert. Wie alle meteorologischen Ele- 
mente hat auch die Temperatur eine dreifache Periode, eine 
tägliche, eine jährliche und eine zyklische; von der letzteren werden 
wir bei einer anderen Gelegenheit sprechen. 

Das tägliche Minimum und Maximum fällt* nicht mit dem 
tiefsten und höchsten Sonnenstand zusammen, sondern verspätet 
sich- um ein paar Stunden. Das Minimum tritt ein, wenn die Aus- 
strahlung der tagsüber empfangenen Wärme ihren Höhepunkt er- 
reicht hat, im Seeklima 1 — 2 h vor Sonnenaufgang, an kontinentalen 
Orten dagegen bei Sonnenaufgang oder einige Minuten nachher. Ihr 
Maximum "erreicht die Temperatur auf dem Meer und an den Küsten 
zwischen 12 und l h mittags und im Sommer etwas früher als im 
Winter, auf den Kontinenten dagegen zwischen 2 und 3 h nach- 
mittags und im Sommer etwas später als im Winter. 

Den mittleren Unterschied zwischen der höchsten und der tiefsten 
Tagestemperatur, wie sie am Maximum-Minimum-Thermometer ab- 
gelesen werden können, nennt man die unperiodische tägliche 
Temperaturschwankung (Amplitude), die Differenz zwischen der 
größten und kleinsten Ordinate der mittleren Tageskurve dagegen 
die periodischem Unmittelbar läßt sich diese nur durch wenigstens 
stündliche Beobachtung finden, mittelbar durch geeignete Inter- 
polation der fehlenden Beobachtungen. Die unperiodische Schwan- 
kung ist stets größer als die periodische, und der Unterschied 
wächst mit der geographischen Breite ; wir kennen sie von vielen 
Stationen, da sie leicht zu ermitteln ist, während die periodische 
nur für verhältnismäßig wenig Orte berechnet wurde. 1 Die Schwierig- 
keit besteht nun in der Vermengung des nicht streng miteinander 
vergleichbaren Materials, daher auch die Lehre von der geogra- 

x Zur Darstellung des täglichen Ganges der Temperatur eines Ortes im 
Lauf eines Jahres bedient man sieh der von L. Lalanne erfundenen Thermo- 
isoplethen. Das Prinzip dieser flächenhaften Darstellungsweise, die die Ver- 
änderungen nach zwei Kichtungen zu verfolgen gestattet, wird aus unseren 
Fig. 25 auf S. 75 und Fig. 30 auf 8. 107 ersichtlich. 



104 Die Lufthülle 



phischen Verbreitung der täglichen Temperaturschwankung leider 
noch auf keiner allseitig gesicherten Grundlage ruht. Doch treten 
jetzt schon die Hauptzüge deutlich hervor. 

Im allgemeinen steigt die tägliche Temperaturschwankung mit 
abnehmender und fällt mit zunehmender Bewölkung, da diese sowohl 
die Insolation wie die Ausstrahlung vermindert. Sie ist daher 
in unseren Breiten im Winter kleiner als im Sommer, verhält sich 
aber in Ostindien, soweit die Winter trocken sind, gerade umgekehrt. 
Auf dem Meer beträgt sie infolge der größeren Bewölkung und 
der geringen thermischen Leitungsfähigkeit des Wassers nur 1 — 2°; 
an den Küsten ist sie etwas größer, und noch größer im kontinen- 
talen Tiefland. So steigert sie sich im Jahresmittel auf dem 
55. Breitengrad von 3,7° in Kopenhagen auf 4,8° in Moskau und 
5,i° in Kasan. In der turanischen Niederung, wo sich der vege- 
tationslose Boden rasch erwärmt und abkühlt, erreicht sie unter 
41 — 42 °B. 12° und darüber. Noch größer ist sie in den austra- 
lischen Ebenen, selbst in geringer Entfernung vom Meer. So hat 
z. B. Hollow in Queensland, nur 40 km von der Küste entfernt und 
etwa 60 m hoch, eine unperiodische Schwankung von 13,i°, und 
Deniquil im Murray gebiet eine solche von 19,2°; es ist also auch 
die periodische im letzteren Fall unzweifelhaft größer als in Turan. 
Die höchsten Werte erreicht sie auf regenarmen Hochebenen, wo 
die dünne, trockene Luft die Ein- und Ausstrahlung der Wärme 
außerordentlich befördert. So groß auch die Temperaturschwankung 
in der aral-kaspischen Steppe ist, so ist sie doch im August und 
September um 9 bis nahezu 12° kleiner als auf den Plateaus und 
in den Hochtälern der Pamir. Auch auf dem Karakorumplateau 
fand Shaw im September eine durchschnittliche Amplitude von 19,5°, 
im Karakaschtal aber bei trübem Wetter nur 13°. Im westlichen 
Tibet beobachtete Przewalski selbst noch im Dezember eine mittlere 
Differenz von 17,3° zwischen den Temperaturen um 8 h früh und.l h 
nachmittags und eine maximale von 26,5°. Die Sand- und Stein- 
wüsten der Sahara genossen lange Zeit den Ruf, die Gegend der 
extremsten Temperaturschwankungen zu sein. In der Tat steht auch 
Timbuktu mit einer mittleren Tagesschwankung von 1 6,2° (im April 
18,5°, im August 13,8°) unter allen Orten, von denen wir regelmäßige 
Beobachtungen haben, obenan, und im Wadi Affatakha (25 °N, 7,7 °0,. 
1200 m hoch) beobachtete Foukeau im Januar 1899 an drei auf- 
einanderfolgenden Tagen Nachttemperaturen von —8,4°, —10,2° und 
— 8,7°, während um Mittag das Thermometer 16 bis 19° zeigte. 
Dagegen erreichte in der libyschen Wüste die Amplitude nach Jordan 
im Mittel von 21 Tagen im Dezember und Januar nur 13,6°, während 



Die periodischen u. imperiodischen Veränderraigei) de 



Temperatur 105 



sie in' Kairo in derselben Zeit sogar nur 10,i° betrug, und zwischen 
Mursuk und Schimmedru fand Nachtigal selbst zur Zeit des Zenital- 
standes der Sonne und bei heiterem Himmel nur eine mittlere 
Schwankung von 22,4°. Die größte Differenz in der afrikanischen 
Wüste, die Bakth unter 27,8° B. und in 300 m Seehöhe erlebte, war 
34°, aber sie wird in Schatten gestellt durch die Beobachtungen auf 
den westlichen Plateaus von Nordamerika. So betrug die Schwankung 
zu Wickenburg in Arizona (34° N, 112,7 W, 620 m hoch) am 
28. Juli 1877 38,9°, am 31. 42,2° und am 1. August 40°. Vielleicht 
die schnellste je beobachtete Temperaturänderung wird aus dem 
Felsengebirge in 2000 m Höhe gemeldet, wo vom 27. bis 28. De- 
zember 1894 das Thermometer in 7 Stunden von —40° auf 7,2° 
stieg. Das sind einzelne Fälle; aber auch die stündlichen Be- 
obachtungen der amerikanischen Vermessungsingenieure auf den 
Plateaus des Felsengebirges zwischen 35 und 42° B. ergaben für die 
Seehöhe von 1500 — 1600 m so enorm hohe monatliche Mittelwerte 
(Juli 2-1,2°, August 20,3 und November 19,?), wie sie kaum noch 
irgendwo vorkommen dürften. Auch auf den tropischen Hochebenen 
ist die Temperaturschwankung größer als im benachbarten Tiefland; 
so beträgt sie z. B. auf dem Plateau von Guatemala (1480 m H.) 
10°, in Belize an der Küste aber nur 2,9°. 

Im Gebirge ist die tägliche Temperaturschwankung in den 
Hochtälern größer als in der Ebene, auf den Berggipfeln dagegen 
kleiner; und der Satz, daß sie mit der Höhe abnimmt, findet daher 
nur auf die letzteren Anwendung. Nachstehende, von Woeikow 
entlehnte Tabelle ist in dieser Beziehung sehr lehrreich. Man ver- 
gleiche nur Altstätten mit dem benachbarten Gäbris, oder Bevers 
mit dem nur wenig höheren Rigi. Nicht bloß die größere Trocken- 
heit der Atmosphäre in den Tälern, sondern auch die stärkere Ab- 
kühlung in den Winternächten, wenn die schwere kalte Luft an den 





Höhe m 


Jahr 


Winter 


Sommer 


Hochebene 










Bern 


574 


iy 


4,o° 


9,2° 


Altstätten 


478 


6,3 


3,o 


9,3 


Hochtal 










Bevers 


1715 


10,6 


7,« 


11,9 


Paß 










St. Bernhard 


2478 


4,3 


2,3 


5,8 


Gipfel 










Gäbris 


1250 


3,8 


2,3 


V 


Rigi • • ; 


1784 


2,8 


1,1 


o,5 



106 Die Lufthülle 



Gehängen hinabfließt, um sich ruhig über dem Talboden zu lagern, be- 
günstigt die Steigerung der Temperaturschwankung. Die Pässe, nicht 
so frei wie die Berggipfel, aber auch nicht so eingeschlossen wie die 
Täler, vermitteln zwischen diesen Extremen. 

Zunächst ist also die tägliche Temperaturschwankung von den 
topographischen Verhältnissen abhängig. Der Einfluß der 
Polhöhe kommt erst in zweiter Linie in Betracht. An den Küsten- 
stationen in der Nähe des Äquators ist die Amplitude nicht größer 
als in unseren Breiten, und nur darin besteht ein wesentlicher 
Unterschied, daß sie sich dort — wie die Tageslänge — das ganze 
Jahr hindurch ziemlich gleich bleibt. In St. Thome" (0°20'N) be- 
trägt sie 6,5°, in Tschinschoscho (5° 9' S) 6,4°, in Sansibar (6° 10' S) 
4,i°, in Batavia (6° 11' S) 6,o°, und auf Ascension (7° 55' S) 5,i°. 
Auf den Kontinenten tritt unter übrigens gleichen Verhältnissen ihre 
Abnahme mit der Breite schärfer hervor. So ist sie z. B. in Lugan 
um 2,9° größer als in Moskau, und selbst noch in Odessa um 1,4°, 
trotz der Nähe des Meeres. Ihr Maximum erreicht sie auf den Hoch- 
plateaus zwischen 30 und 50° B., während weiter im Norden die In- 
solation in den kurzen Wintertagen und die Ausstrahlung in den kurzen 
Sommernächten zu geringfügig ist, als daß die Temperatur innerhalb 
24 Stunden beträchtlich variieren könnte. Im polaren Gürtel mit 
seinen monatelangen Winternächten und ebenso langen Sommer- 
tagen ist sie naturgemäß sehr gering. So auf Nowaja Semlja unter 
73Va° lmd auf der Sabine-Insel unter 747 2 ° B. 2,5°, in der 
Mosselbai (79,9° B.) 0,9° und in Grantland (81,7° B.) 1,4°. An 
den Polen, wo ein halbjähriger Tag mit einer halbjährigen 
Nacht wechselt, fällt die tägliche Schwankung mit der jährlichen 
zusammen. 

Die jährliche Temperaturschwankung. Der jährliche Gang der 
Temperatur auf der Erdoberfläche ist aus Fig. 30 ersichtlich, die 
uns zugleich in die Methode der Isoplethendarstellung einführt. 
Zugrunde gelegt sind die Durchschnittstemperaturen der Parallel- 
kreise nach Hopfner; auf der südlichen Halbkugel mußte die Zeich- 
nung wegen Mangels an Beobachtungen bei der Nullisotherme Halt 
machen. Diese Isoplethen gestatten uns für alle Breiten die mittleren 
Monatstemperaturen abzulesen, sie zeigen uns in den allgemeinsten 
Zügen die Gegensätze einerseits zwischen den höheren und niederen 
Breiten, anderseits zwischen der überwiegend kontinentalen Nord- 
und der überwiegend ozeanischen Südhemisphäre. 

Aus demselben Grund wie in der täglichen, fallen auch in der 
jährlichen Temperaturperiode Maximum und Minimum nicht 
mit dem höchsten und tiefsten Sonnenstand zusammen, sondern 



Die periodischen u. unperiodischei) Ve 



ide 



■II dei Temperatur 107 



JT 80° 



treten etwas später ein. In den mittleren und höheren Breiten des 
nördlichen Festlandes ist der Juli der wärmste und der Januar der 
kälteste Monat, auf dem Meer sind dagegen im allgemeinen Februar 
und August die extremen Monate. In der tropischen Zone steigt 
das Thermometer am höchsten, wenn die Sonne den Scheitelpunkt 
erreicht; so ist in Columbia der März, in Zentralamerika der April, 
und in Mexico der Mai der wärmste Monat. Während sonst über- 
all die mittleren Monatstemperaturen eine Kurve mit nur einem 
Maximum darstellen, 
zeigt diese in der Äqua- 
torialzone, wo die bei- 
den Zenitstände der 
Sonne weit auseinan- 
der liegen, zwei Er- 
hebungen. Doch ist 
dies keineswegs eine 

allgemeine Erschei- 
nung. Deutlich aus- 
geprägtistdas doppelte 
Maximum z. B. im süd- 
äquatorialen Teil des 
malaiischen Archipels, 
dagegen in Singapore 
nur in einer leisen 
Hebung der Kurve im 
Oktober angedeutet. 
In Westafrika tritt die 
Doppelhebung scharf 
an der Elfenbeinküste 
und in Tschinschoscho, 
also unter 5° N und 




s o 



Fig. 30. Thermoisoplethen der Erde. 



S hervor, aber undeutlich am Äquator, und im Osten ist schon 
in Sansibar unter 6° S die einfache Kurve wieder hergestellt. 

Die Differenz der extremen Monatstemperaturen nennen wir die 
jährliche Temperaturschwankung 2 (s. Karte IX). Vom Äquator, 
wo sie durchschnittlich 1,3° beträgt und auf den ostindischen Inseln 
sogar auf 0,8° herabsinkt, nimmt sie gegen die Pole zu, gleichzeitig 
aber auch von den Küsten gegen das Innere der Kontinente. Ein 
Klima mit einer mittleren Jahresamplitude bis höchstens 15° be- 
zeichnen wir als Äquatorial-, beziehungsweise Seeklima, von 
15 — 20° als Übergangsklima, von 20—40° als Landklima und 
über 40° als exzessives Landklima. Das Seeklima wird durch 



108 Die Lufthülle 



warme Winter und kühle Sommer, das Landklima durch kalte 
Winter und warme Sommer charakterisiert. Das erstere ist auf 
unserer Hemisphäre nördlich vom 30. Parallel auf die West- 
küsten beschränkt, während die Ostküsten wegen der bedeutenden 
Winterkälte Landklima haben. Auch in den höheren Breiten, mit 
Ausnahme von Grönland, und in den mittleren Breiten der Süd- 
halbkugel ist die jährliche Schwankung an den Westküsten kleiner 
als an den östlichen, und dem gleichen Gesetz begegnen wir an 
den Gestaden der südeuropäischen Halbinseln und Vorderindiens. 
Das Landklima nimmt auf den Südkontinenten wegen ihrer niederen 
Breite nur ein verhältnismäßig kleines Areal ein, während es den 
weitaus größten Teil der nördlichen Festländer umfaßt. Der Gegen- 
satz der ozeanischen und kontinentalen Erdhälfte macht sich wieder 
geltend; schon unter 40° N ist die Jahresschwankung durchschnitt- 
lich um 10,4° größer als auf dem entsprechenden südlichen Parallel, 
und die Differenz steigert sich mit der Annäherung an die Pole. 
Durch exzessives Landklima ist die Umgebung der winterlichen 
Kältezentren ausgezeichnet; das Maximum erreicht die jährliche 
Temperaturschwankung in Ostsibirien (Werchojansk 65,9°). Überall 
in der gemäßigten und kalten Zone erscheinen die Linien gleicher 
Amplitude abhängig von den Winterisothermen, im warmen Gürtel 
dagegen von den Sommerisothermen; sie verhalten sich also ebenso 
wie die Kurven gleicher Jahrestemperatur. 

Auf isolierten Berggipfeln ist die Jahresschwankung kleiner als 
in der Ebene, weil die Temperatur im Winter langsamer mit der 
Höhe abnimmt als im Sommer. Der Gegensatz von Land- und See- 
klima macht sich aber auch hier geltend: 

H. m. Winter 
Pikes Peak, Felsengebirge 38,8° N . . 3000 -8,5° 

Casa inglese, Etna 37,8 N 2996 -4,9 

In den Hochtälern ist die jährliche Schwankung nicht nur beträcht- 
licher als auf freien Berggipfeln in gleichem Niveau, sondern auch 
größer als in der Ebene. Folgende Tabelle gibt auch die Ursache 
dieser Erscheinung an: 



Sommer 


Differenz 


11,7° 


20,2° 


5,3 


10,2 





Km 


Kältester M. 


Wärmster M. 


Differenz 


Rigi . . 


. 1790 


-4,8° 


9,7° 


14,5° 


Bevers . 


. 1715 


-9,7 


11,9 


21,6 


Basel 


278 


0,4 


19,2 


18,8 



Für die Plateaus läßt sich ein genaues Gesetz noch nicht aufstellen. 
Auf einigen differieren die extremen Monatstemperaturen etwas mehr, 
auf anderen etwas weniger als im kontinentalen Tiefland, aber nirgends 



Die periodischen u. unperiodischen Veränderungen der Temperatur 109 



ist der Unterschied so bedeutend, daß man auf eine bestimmte Ab- 
hängigkeit von der Seehöhe schließen könnte. 

Vergleichen wir die Verteilung der jährlichen Temperatur- 
schwankung mit der der täglichen, so gelangen wir zur Aufstellung 
folgender klimatischer Typen: 

1. Das Aquatorialklima. Auf dem Meer und auf dem Land 
in nicht beträchtlicher Seehöhe sind beide Schwankungen gering, 
aber die tägliche ist größer als die jährliche. Erstere beträgt im 
Mittel der auf S. 106 angeführten Stationen 5,6°, letztere nur 2,8°; 
und lediglich in diesem Sinn ist der bekannte Satz aufzufassen, daß 
die Nacht der Winter der Tropen sei. 

2. Im Seeklima der mittleren und höheren Breiten sind 
beide Schwankungen gering, aber die jährliche ist größer als die 
tägliche. Landeinwärts nehmen beide zu. Die jährliche Variation 
nimmt unter übrigens gleichen Verhältnissen auch mit der Breite 
zu, die tägliche aber ab. 

3. Das Polarklima mit großer jährlicher und kleiner täglicher 
Schwankung. 

Mit Bezug auf die Seehöhe lassen sich folgende Typen unter- 
scheiden: 

1. Das Bergklima. Beide Schwankungen sind kleiner als im 
benachbarten Tiefland. Das Bergklima gleicht somit dem Seeklima. 

2. Das Plateau- und Hochtälerklima hat dagegen einen 
streng kontinentalen Charakter. Die tägliche Temperaturschwankung 
ist unter allen Umständen und unter allen Breiten größer als im 
Tiefland, während sich die jährliche von der in den Niederungen 
nicht beträchtlich unterscheidet. 

Eine andere Seite des Klimas gelangt in v. Kerneb/s 3 Therm o- 
isodromen zur Darstellung. Man versteht darunter Linien gleichen 
Wärmeüberschusses des Oktober über den April in Prozenten der 
Jahresschwankung. Durch die Berücksichtigung des Gegensatzes 
zwischen den extremen Monaten wird der jährliche Gang der Tem- 
peratur charakterisiert; je größer der Prozentsatz oder der thermo- 
dromische Quotient, desto gleichmäßiger die Temperatur. x Aus der 
Karte der gemäßigten Zone der nördlichen Halbkugel ergibt sich, 
1. daß auf dem Atlantischen Ozean der relative Wärmeüberschuß 
mit der Breite abnimmt, und 2. daß er sich auch von der Küste 



x Valentia an der Südwestküste von Irland und Groningen in Holland 
haben gleichen absoluten Wärmeüberschuß des Oktober, nämlich 1,7°, dort be- 
trägt aber die Jahresamplitude nur 7,9°, hier dagegen 17,3°. Der relative 
Wärmeüberschuß beider Stationen ist also sehr verschieden: Valentia 21,5, 
Groningen 9,8 Proz. 



110 Die Lufthülle 



landeinwärts verringert, bis er in den streng kontinentalen Gebieten 
negativ wird. Das zeigt an, daß der Frühling wärmer ist als der 
Herbst. Der Satz, daß sich das Land bei steigender Sonne rascher 
erwärmt als das Meer, daß aber das Meer seinen Wärmevorrat länger 
bewahrt, erfährt dadurch eine umfassende Bestätigung. 

Temperaturveränderlichkeit. Neben den periodischen Verände- 
rungen müssen auch die un periodischen in Betracht gezogen 
werden. Ein klimatologisches Moment von eminent geographischer 
Bedeutung, aber noch nicht genug gewürdigt, ist die mittlere Ver- 
änderlichkeit der Temperatur von einem Tag zum anderen. 
Schon Hann, 4 dessen bahnbrechende Untersuchungen bereits in 
mehreren Ländern Nachahmung gefunden haben, machte darauf auf- 
merksam, wie die größere Temperaturvariabilität in Nordamerika, 
Australien und Neuseeland auf den körperlichen Habitus und den 
Charakter der europäischen Einwanderer merklich einwirkt, und wir 
frgen die Vermutung hinzu, daß der erschlaffende Einfluß des 
Tropenklimas hauptsächlich in der geringen Veränderlichkeit be- 
gründet ist. Einen Einfluß auf die Sterblichkeit, die sowohl in der 
geographischen Verteilung, als auch im jährlichen Gang mit der 
Temperaturveränderlichkeit wächst, hat Kermser 5 wenigstens für 
Norddeutschland sehr wahrscheinlich gemacht. Es liegt ferner auf 
der Hand, daß auch die Verbreitung der Pflanzen zum Teil von diesem 
Moment abhängt, und es ist nur zu bedauern, daß Untersuchungen 
in dieser Richtung noch nicht eingeleitet worden sind. 

Infolge des Wechsels der Jahreszeiten nimmt die Tagestempe- 
ratur bis zum Maximum zu und dann wieder ab. Das ist das 
periodische Element in der Veränderlichkeit. Daneben wirken 
aber auch Winde, Bewölkung, Niederschläge usw., und das ist das 
unperiodische Element, das sich schon dadurch als das maß- 
gebendere erweist, daß sich die Werte für die mittlere Veränderlich- 
keit nicht erheblich ändern, wenn man den Einfluß des periodischen 
Elementes eliminiert. Daraus erklärt es sich, daß in der Zone der 
regelmäßigen Winde, in den Tropen, die Tagestemperatur weniger 
variiert (in Georgetown in Guayana z. B. durchschnittlich nur 
um 0,6°), als im Gebiet der wechselnden Luftströmungen. Die 
mittlere Veränderlichkeit nimmt daher mit der Breite, zu, aber 
in ganz unregelmäßiger Weise, wie nebenstehende Tabelle zeigt. 
Die nördliche Hemisphäre hat zwei Maximalbezirke, von denen nach 
allen Seiten, auch gegen den Pol hin, die Veränderlichkeit abnimmt. 
Der eine liegt im Innern von Nordamerika und umfaßt wahrschein- 
lich die nördlichsten Teile der Vereinsstaaten und den südlichen 
und mittleren Teil der Hudsonbai-Länder; der andere liegt in West- 



Die periodischen u. imperiodiselien Veränderungen der Temperatur 111 
Mittlere D « z " M J™ ' ] \ [m ^t. 

,. . bis bis bis bis Jahr 

Breite Febr Mai Aug Nov- 

Östliches - Eismeer (Fram- 
trift) 82,7° V° 2,7° 0,8°* 3,3° 2,7° 

Arktisches Nordamerika . 71,9 3,4 2,4 1,3* 2,5 2.i 

Amerikanische Westküste 47,4 2,0 1,4 l,i* 1,5 1,5 

Westliches Plateau . . . 40,3 3,2 2,9 2,3* 2,6 2,8 

Inneres von Nordamerika 43,o 4,7 3,5 2,4* 3,8 3,5 

Östliches Nordamerika . 42,8 4,1 2,8 2,i* 2,7 2,9 

Südöstliches Nordamerika 30,8 2,9 1,9 l,i* 1,8 1,9 

Plateau von Mexico. . . 19,2 l,i 1,6 0,7* 0,7 l,o 

England 53,7 2,1 1,6 1,5* 1,9 1,8 

Mitteleuropa 49,3 2,2 1,9 1,9 1,7* 1,9 

Europäisches Rußland . . 56,8 3,7 2,5 2,o* 2,3 2,6 

Westsibirien 56,o 4,6 3,i 2,2* 3,i 3,2 

Ostsibirien 57,i 3,2 2,6 2,i* 2,7 2,6 

Ostasien 50,2 2,8 2,i 1,7* 2,2 2,2 

Westliches Mittelmeer . . 42, i 1,3 1,3 1,4 1,2* 1,3 

Östliches Mittelmeer . . 35,5 1,5 1,7 1,2 l,i* 1,4 

Südliche Halbkugel . . . 33,8 1,9 1,5* 1,7 2,0 1,8 

Antarktis 65,6 0,9* 3,4 4,8 2,9 3,0 

Sibirien, etwas nördlicher als der amerikanische, und ist etwas 
schwächer ausgebildet. Der Gegensatz der Ost- und Westküsten 
tritt auch hier wieder zutage, indem jene eine etwas variablere 
Temperatur haben (europäische Westküste 48,7° N 1,5°, asiatische 
Ostküste 47,8° N 2°); dies ist wahrscheinlich eine Folge davon, daß 
dort die Temperatur im Winter rasch mit der Breite zunimmt. 
Wenn sich auch die Veränderlichkeit in der Regel landeinwärts 
steigert, so darf man doch nicht dem Seeklima als solchem einen 
mildernden Eintiuß zuschreiben, denn in diesem Fall müßte sie auf 
der südlichen Halbkugel geringer sein als auf der nördlichen, während 
doch tatsächlich das Umgekehrte stattfindet. Den durchschnittlichen 
Wert von 1,8°, der jenseits des Äquators schon in 33,8° B. erreicht 
wird, finden wir auf unserer Erdhälfte im Mittel erst unter 49,3° B., 
und wir sind daher nicht erstaunt, in der antarktischen Zone, für 
die uns Metnaedüs Werte geliefert hat, auf einen dritten Maximal- 
bezirk zu stoßen, der den beiden nordhemisphärischen nichts nach- 
gibt. Mit der Höhe wächst die Veränderlichkeit, und zwar zum 
Unterschied von den Schwankungen gleichmäßig auf Berggipfeln 
wie auf Plateaus. In Zürich (480 m) beträgt sie im Jahres- 
mittel 1,8°, auf dem Ütliberg (874 m) 2,o° und auf dem Rigi 
(1784 m)' 2,4°. In Stuttgart (270 m) beträgt sie 1,8°, in München 



112 Die Lufthülle 



(479 m) dagegen 2,i°. Im Erzgebirge nimmt sie durchschnittlich um 
0,03° für je 100 m zu. 

In den mittleren und höheren Breiten unserer Halbkugel er- 
reicht die Veränderlichkeit ihr Maximum im Winter und ihr Mini- 
mum im Sommer. Die geographische Anordnung ändert sich aber 
das ganze Jahr nicht, nur sind im Sommer die Unterschiede be- 
trächtlich kleiner als im Winter. Die winterlichen Werte sind also 
für das Jahresmittel das Entscheidende, und das gibt uns den 
Schlüssel zur Erklärung der Maximalbezirke an die Hand. Sie 
liegen an den Grenzen der winterlichen Regionen hohen Luftdruckes, 
wo eine häufige Verschiebung der Windgebiete stattfindet. So ge- 
langt z. B. Westsibirien bald unter die Herrschaft warmer Winde 
vom Atlantischen Ozean, bald unter die der kalten Luftströmung 
vom asiatischen Kältezentrum. Nordamerika, der kleinere und daher 
wärmere Kontinent, dessen meridionale Gebirge ein Abfließen der 
kalten Luft zu den Meeren im Osten und Süden gestatten, erfährt 
aus diesem Grund (wie wir später ausführlicher erörtern werden) 
auch raschere Windwechsel, und die Tagestemperatur ist daher 
größerer Veränderlichkeit unterworfen. Man muß sich auch stets 
vor Augen halten, daß die Winde nicht nur direkt die Temperatur 
beeinflussen, sondern auch indirekt, indem warme Winde im Winter, 
weil sie meist von der See kommen, auch Bewölkung und Nieder- 
schläge bringen, die kalten Landwinde aber Heiterkeit und trockene 
Luft; und wir haben schon gehört, daß das eine die Temperatur 
erhöht, das andere sie erniedrigt. 

Ortliche Einflüsse spielen im Sommer eine viel größere Rolle 
als im Winter. Namentlich wird die Variabilität gesteigert, wenn 
sich in der Nähe eines erhitzten Landstriches ein höheres Gebirge 
oder eine größere Wasserfläche befindet, wie an der Hudsonbai und 
im canadischen Seengebiet oder auf der bayerischen Hochebene 
und im oberitalienischen Tiefland. Besonders auffallend ist im Sommer 
die geringe Veränderlichkeit in beiden Polargegenden, wo sie nicht 
größer ist als in den Mittelmeerländern. In den subtropischen 
Breiten der südlichen Hemisphäre sind Frühling und Herbst die 
veränderlichsten Jahreszeiten, und der Sommer ist sowohl an den 
Küsten wie im Binnenland veränderlicher als der Winter. 

Klimatologisch wichtig ist auch die Häufigkeit der Verände- 
rungen von bestimmter Größe. Auch hier wiederholt sich die geo- 
graphische Verteilung, die wir soeben kennen gelernt haben, wenn 
auch mit einigen Unterschieden. So sind z. B. Veränderungen von 
mehr als 6° in Ostsibirien seltener als im europäischen Rußland, 
geringere Änderungen aber häufiger. In beiden Maximalbezirken 



Die periodischen u. unperiodischen Veränderungen der Temperatur 113 



sind Änderungen von 20° und darüber nicht sehr selten, und auch 
solche von 25 Q kommen noch vereinzelt vor, aber der westsibirische 
Bezirk scheint öfter als der inneramerikanische bedeutenden Schwan- 
kungen unterworfen zu sein. Dagegen reichen in Amerika die großen 
Temperaturwechsel viel weiter nach Süden als in der Alten Welt, 
was Hann mit Eecht den „Northers" zuschreibt, jenen von Norden 
kommenden Winterstürmen, die manchmal bis in den Golf von 
Mexico, also bis in die warme Zone hinein die binnenländische 
Kälte tragen. 

Mittlere Abweichung. Wie in der mittleren Veränderlichkeit, 
so können wir auch in der mittleren Abweichung der Monats- 
und Jahrestemperaturen der einzelnen Jahrgänge von dem Mittel- 
wert ohne Rücksicht auf das Vorzeichen, wie sie Dove 6 für zahl- 
reiche Stationen berechnet hat, einen Ausdruck für die unperiodischen 
Störungen sehen, wenn auch — wie aus späteren Erörterungen 
hervorgehen wird — ein periodisches Element darinnen steckt, das 
aber aller Wahrscheinlichkeit nach vod dem unperiodischen ver- 
dunkelt wird. Ihre geographische Verteilung ist von großer klima- 



L an der 



Größte 
Abweichung 



Kleinste 
Abweichung 



Jahr 



Italien .... 
England .... 
Westeuropa . . 
Schweiz .... 
Süddeutschland . 
Norddeutschland . 
Baltische Länder 
Nordosteuropa 
Inneres Kußland 
Ural und Sibirien 

Westliches Nordamerika 
Inneres Nordamerika . 
Östliches Nordamerika 

Polarländer .... 



Dez. 
Jan. 
Jan. 
Dez. 
Jan. 
Jan. 
Jan. 
Jan. 
Dez. 
Dez. 

Jan. 

Febr. 

Febr. 



1,44« 

1,46 
2,26 
2,02 
2,51 
2,70 
2,12 
3,18 
3,50 
3,12 

2,19 
2,62 
1,89 



Auj 



0. 



Sept. 0,s 

Sept. 

Okt. 

Sept. 

Sept. 

Sept. 

Sept. 

Mai 

Juli 



Sept. 
Aug. 
Juli 



1,07 
1,11 
1,16 
1,09 
0,87 
1,01 
1,41 
1,17 

0,64 
1,12 
0,90 



DeZ. 1,95 



Sept. 1,19 



1,,9° 

1,24 

1,44 

1,46 
1,65 
1,72 
1,47 
1,84 

2,00 

1,97 

1,22 
1,70 
1,27 

1,59 



tologischer Bedeutung. Es zeigt sich, daß Abweichung und Ver- 
änderlichkeit nicht parallel laufen. Zwar gilt auch für jene im 
allgemeinen das Gesetz, daß sie vom Äquator gegen die Pole und 
von den Küsten landeinwärts zunimmt. In der Alten Welt wie in 
Nordamerika liegt das Gebiet der größten Abweichung im Inneren, 
und sind die Monats- und Jahrestemperaturen an der Ostküste 
variabler als an der westlichen, aber damit hört auch der Parallelis- 



Supan, Physische Erdkunde. 5. Au8. 



114 Die Lufthülle 



mus auf. Die Neue Welt hat die größte Veränderlichkeit, die Alte 
die größte Abweichung; die störenden Elemente, die die Temperatur- 
kurve von einem Tag zum anderen beeinflussen, sind in Amerika 
mächtiger, aber sie treten auch regelmäßiger von Jahr zu Jahr auf, 
als auf unserer östlichen Feste. Die Abweichung im amerikanischen 
Binnenland ist nicht größer als im nördlichen Deutschland, und in 
den östlichen Vereinsstaaten sogar geringer als in Westeuropa. Ebenso 
ist die Abweichung auf der südlichen Hemisphäre kleiner als auf 
der nördlichen unter gleicher Breite. Alles das beweist, daß sie von 
der Kontinentalität des Klimas weit abhängiger ist als die Ver- 
änderlichkeit. Dagegen nehmen beide mit der Höhe zu, aber die 
Abweichung nur um 0,oo7° für 100 m. In den einzelnen Monaten 
ist sie verschieden. Am größten ist sie im Winter, wo die Temperatur 
am meisten von den Winden abhängt, am kleinsten im Spätsommer: 
nur in Gegenden mit strengerem Landklima fällt das Minimum in 
den Anfang oder in die Mitte des Sommers. 

Literaturnachweise. * J. Hann, Der tägliche Gang der Temperatur 
in der äußeren Tropenzone (Denkschriften der Wiener Akad. d. Wiss., Math.- 
naturwiss. Kl. 1905 u. 1907, Bd. 78, 80 u. 81; eine Zusammenstellung der wich- 
tigsten Daten s. Petermann's Mitteilungen 1908, Literaturbericht S. 11). 2 A.Supan, 
Die Verteilung der jährlichen Wärmeschwankung, in der Zeitschrift für wissen- 
schaftliche Geographie, 1880, Bei. I. — 3 F. v. Kerner, Thermoisodromen, Wien 
1905 (Abhandlungen der Wiener Geographischen Gesellschaft, Bd. VI, Nr. 3). — 
4 J. Hann, Untersuchungen über die Veränderlichkeit der Tagestemperatur, in 
den Sitzungsberichten der Wiener Akademie der Wissenschaften, Math.-natur- 
wiss. Kl. 1875, Bd. LXXI, II; Die Veränderlichkeit der Temperatur in Öster- 
reich, in den Denkschriften der Wiener Akademie der Wissenschaften, Math.- 
naturwiss. Kl. 1891, Bd. LVIII. — 5 V.Kremser, Die Veränderlichkeit der 
Lufttemperatur in Norddeutschland, in den Abhandlungen des Preußischen 
Meteorologischen Instituts, Bd. I, 1888. — 6 H. W. Dove, Die mittlere und ab- 
solute Veränderlichkeit der Temperatur, in den Abhandlungen der Berliner 
Akademie der Wissenschaften 1867. 



Windsysteme und Windgebiete. 

Windgesetze. Zu wiederholten Malen hatten wir schon Gelegen- 
heit, den Einfluß der Winde auf die Temperaturverteilung kennen 
zu lernen. In einem späteren Kapitel werden wir erfahren, daß der 
Wind einer der wichtigsten Faktoren ist, der die Verteilung der 
Niederschläge regelt. Es ist daher nicht Überschätzung, wenn man 
den Wind als den eigentlichen Träger des Klimas bezeichnet, und 
zugleich — da die klimatischen Verhältnisse das organische Leben 
und damit auch die Entwicklung der Menschheit bedingen — als 
eine Kulturmacht ersten Ranges. 



Windsysteme und Windgebiete 115 

Direkt erscheinen die Winde von der Verteilung des Luftdruckes 
abhängig. Ein ungleich verteilter Luftdruck zeigt an, daß das 
Gleichgewicht der Atmosphäre gestört ist, und die Winde haben das 
Bestreben, es wieder herzustellen. Dieses Grundprinzip der modernen 
Meteorologie ergab sich unmittelbar aus den sogenannten synop- 
tischen Witterungskarten, die den Zustand der Atmosphäre 
über einem größeren oder kleineren Teil der Erdoberfläche (Europa, 
nordatlantischer Ozean, Vereinigte Staaten von Amerika) in einer 
bestimmten Stunde (meist 7 h früh nach Ortszeit) darstellen. Auf 
diesen Karten sieht man die Orte gleichen Luftdruckes durch Linien, 
die sogenannten Isobaren, miteinander verbunden. Um die be- 
obachteten Barometerstände miteinander vergleichbar zu machen, 
muß man sie auf das Meeresniveau reduzieren; und außerdem muß 
man, da das Gewicht aller Körper, somit auch der Luft, mit der 
Polhöhe zunimmt, eine Schwerekorrektur anbringen, d. h. die unter 
verschiedenen Breiten beobachteten Barometerstände auf einen ge- 
meinsamen Parallel (gewöhnlich den 45.) reduzieren. Der Vergleich 
der Isobaren mit den Winden ergibt nun folgende zwei Gesetze, die 
nach ihren Entdeckern benannt werden: 

1. Das BüYS-BALLOT'sche Gesetz: Die Luft strömt von der 
Gegend höheren Luftdruckes nach der niederen Luftdruckes und 
wird dabei durch die Erdrotation auf der nördlichen Hemisphäre 
nach rechts und auf der südlichen nach links abgelenkt. Man kann 
noch den Satz hinzufügen, daß jedes Windsystem aus zwei Strö- 
mungen besteht, aus einer unteren vom höheren Luftdruck zum 
niederen und einer oberen in entgegengesetzter Richtung. Beide 
werden durch die Achsendrehung der Erde abgelenkt, die untere 
aber außerdem noch durch die verschiedenen Reibungswiderstände 
an der Erdoberfläche. Ozeanische Winde unterliegen einer größeren 
Ablenkung als kontinentale, weil die letzteren auf dem unebenen 
Boden des Festlandes nicht völlig dem Einfluß der Rotation zu 
folgen vermögen. Stets bildet die Windrichtung mit dem Gradienten 
einen Winkel, der aber nie 90° erreicht. 

2. Das STEVENSON ? sche Gesetz lautet: Die Windstärke wird be- 
dingt durch den barometrischen Gradienten, d. h. durch die Druck- 
differenz, die in der Richtung senkrecht zu den Isobaren gemessen 
und auf eine Längeneinheit (jetzt allgemein 1° am Äquator =111 km) 
bezogen wird. Je steiler der Gradient, desto dichter gedrängt die 
Isobaren, desto größer auch die Windgeschwindigkeit. Nach Wege- 
mann's Untersuchungen 1 nimmt sie bei gleichen Gradienten mit der 
Breite ab und ist in gleicher Breite auf dem Meer größer als im 
Flachland. Sie wird also durch die Reibung wesentlich modifiziert. 

8* 



116 



Die Lufthülle 



Loomis 2 ermittelte die Windgeschwindigkeit in Kilometer pro Stunde 
für folgende Gebiete, die wir in der Richtung W— anordnen. 



Vereinigte Staaten 



Binnen- 
land 



Ost- 
küste 




Europa 



West- 
küste 



Binnen- 
land 



Winter . 
Frühling- 
Sommer 
Herbst . 
Jahr . . 



13,, 


18.o 


15,2 


17,o 


11,2 


12,6 


12,5 


16,1 


13,1 


15,9 



53,i 
49,6 
41,o 

47,8 



22,3 
20,3 

18,5 

20,9 

19,8 



14,1 

13,5 
10,6 
12,5 
12,7 



In allen Jahreszeiten sehen wir hier die Windgeschwindigkeit vom 
Ozean gegen die Küste und von der Küste gegen das Binnenland 
abnehmen, also genau in der Richtung, in der die Reibungswider- 
stände wachsen. Aus demselben Grund nimmt die Windstärke 
mit der Höhe zu, und schon geringe Höhenunterschiede fallen da 
schwer ins Gewicht; ist doch schon auf dem 300 m hohen Eiffel- 
turm die Windstärke durchschnittlich 4 mal größer als auf dem 
l l 2 km davon entfernten Turm des Meteorologischen Zentral bureaus 
in 21 m Höhe. Auch darüber hinaus wächst sie stetig und zwar 
ungefähr in demselben Maß, in dem die Dichte der Luft abnimmt. 
Reduziert man, wie Axel Egnell 3 getan hat, die oberen Strömungen 
auf die Dichte an der Erdoberfläche, so erhält man nahezu kon- 
stante Geschwindigkeiten, oder mit anderen Worten: oberhalb 300 m, 
wo die Reibung am Boden keinen Einfluß mehr ausübt, bis an. die 
Wolkengrenze von 12000 m werden durch den Wind in allen 
Schichten gleiche Luftmassen transportiert. In der täglichen 
Periode unterscheiden sich Meer, Land und freigelegene Berggipfel 
wesentlich voneinander. Auf dem Meer ist eine tägliche Periode 
der Windgeschwindigkeit so gut wie gar nicht bemerkbar, Tag uod 
Nacht weht es mit gleicher Stärke. Auf dem Festland erreicht 
sie unter allen Breiten ihr Minimum in den ersten Morgenstunden 
und ihr Maximum ein paar Stunden nach Mittag; sie steigt und 
fällt also mit der Temperatur, und dieser Parallelismus kommt auch 
darin zum Ausdruck, daß sie an heiteren Tagen schärfer aus- 
geprägt ist als an trüben. In den höheren Luftschichten ist dagegen 
der Wind bei Nacht bedeutend stärker als bei Tag, wie die Be- 
obachtungen nicht nur auf Berggipfeln, sondern auch schon auf dem 
Eiffelturm zeigen. Die unteren Schichten werden also am meisten 
zur Zeit der größten Erwärmung in die allgemeine Luftzirkulation 
hineingezogen, während sich diese in der Nacht hauptsächlich nur 



Windsysteme und Windgebiete 



117 



auf die oberen Schichten beschränkt. Koppen erklärt dies dadurch, 
daß sich in den Mittagsstunden die unteren Luftschichten ausdehnen 
und in die Höhe steigen, während die oberen, stärker bewegten 
hinabsinken. Infolgedessen findet ein stärkerer Austausch zwischen 
den verschiedenen Niveaus statt, und die horizontale Geschwindigkeit 
der ganzen Luftmasse wird gleichförmiger. 




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Fig. 31a. Antizyklonen und Zyklonen auf der nördlichen Halbkugel. 





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Fig. 31b. Antizyklonen und Zyklonen auf der südlichen Halbkugel. 

Antizyklonen. Betrachten wir synoptische Witterungskarten von 
größerer Ausdehnung, etwa die der nordatlantischen Welt, so er- 
kennen wir eine dreifache Art der Luftbewegung: eine passa- 
tische, eine zyklonische und eine antizyklonische. Doch bestehen 
sie nicht unabhängig nebeneinander, sondern Passate und Zyklonen 
treten stets in Verbindung mit Antizyklonen auf. In typischer Aus- 
bildung erscheinen die Antizyklonen (Fig 31) als kreis'ähnliche 
oder elliptische Gebiete hohen Barometerstandes, aus denen die Luft 



118 Die Lufthülle 



allseits von der Gegend des höchsten Luftdruckes, dem sogenannten 
barometrischen Maximum, ausströmt. Innerhalb des Gebietes 
steigt die Luft hinab, und dieser vertikale Strom wird durch hori- 
zontalen Zufluß in der Höhe ernährt. Dafür spricht außer der 
Wolkenrichtung, die gegen das Maximum gekehrt ist, die große 
Dauerhaftigkeit der Antizyklonen, die sich natürlich bald auflösen 
müßten, wenn beständig nur Luft ausströmte; endlich auch die 
vertikale Temperaturzunahme, von der bereits auf S. 79 die Rede 
war. Wenn auch Antizyklonen ihren Ort verändern, so ist ihnen 
doch im Vergleich zu den Zyklonen eine gewisse Ruhe und Stetig- 
keit eigentümlich. Das Wetter ist meist ruhig, klar, im Sommer 
heiß, im Winter meist kalt, aber nur in den untersten Luftschichten; 
mit der Höhe nimmt die Temperatur zu. Innerhalb der Antizyklone 
ist der Wind meist schwach und schwankend; Kalmen sind häufig. 

Hann unterscheidet thermische und dynamische Anti- 
zyklonen. Die ersteren entstehen dort, wo die Luft kälter ist als 
in der Umgebung. Der Druck nimmt dort rascher mit der Höhe 
ab, die Flächen gleichen Druckes bilden eine Einsenkung, und 
dadurch wird die obere Bewegung eingeleitet, die dann die untere 
Bewegung nach sich zieht. Für Antizyklonen in warmen Gegenden 
muß aber eine dynamische Ursache, eine Stauung der Luft an- 
genommen werden. 

Zyklonen. Man versteht darunter Gebiete niederen Luftdruckes 
von kreisähnlicher oder elliptischer Gestalt; die Gegend des tiefsten 
Luftdruckes heißt das barometrische Minimum. Allseitig strömt 
ihm die Luft in Spirallinien zu, einerseits vom Minimum angezogen, 
anderseits durch die Erdrotation abgelenkt. Eine von NNO nach 
SSW verlaufende Linie [xy in Fig. 31) teilt die Zyklonen unserer 
Breiten in zwei Hälften mit entgegengesetztem Witterungscharakter, 
von dem Mohn folgende schematische Übersicht entworfen hat: 

Hintere (linke) Sei^: Vordere (rechte) Seite: 

Windrichtung ... 0, NO, N, NW, W. W, SW, S, SO, 0.x 
Barometer .... steigt fällt 

Temperatur, Feuchtig- 
keit und Bewölkung fällt steigt 
Niederschlag . . . nimmt ab in der Regel bedeutend. 

Die hintere Seite wird also durch kalte Polar-, die rechte durch 
warme Äquatorialwinde ausgezeichnet. Doch bezeichnen diese, für 
beide Hemisphären gleichmäßig anwendbaren Ausdrücke nicht etwa 
den Ort der Entstehung, sondern lediglich die Richtung, aus der 



x Für die südliche Hemisphäre ist Süd statt Nord zu setzen und umgekehrt. 



Windsysteme und Windgebiete 



119 



Cirrus realem 



die Winde wehen. Wir werden im folgenden die hintere Seite der 
Zyklonen die Polar- und die vordere die Aquatorialseite nennen. 
Im Zentrum der barometrischen Depression sind die Winde ver- 
änderlich und Windstillen häutig. Der Gradient (und damit auch 
die Windgeschwindigkeit) ist nicht in allen Teilen der Zyklonen 
gleich; der größte liegt im nördlichen und westlichen Europa meist 
im südlichen, der kleinste im nördlichen Quadranten; auf den 
ersteren sind daher die meisten europäischen Stürme beschränkt. 
Aber auch innerhalb eines Quadranten 

nimmt der Gradient vom Zentrum ^ 

gegen die Peripherie erst zu, dann 
wieder ab. Bei gleichem Gradienten 
sind in unseren Breiten die nörd- 
lichen und östlichen Winde stärker 
als die südlichen und westlichen, und 
im Sommer sind alle Winde stärker 
als unter gleichen Verhältnissen im 
Winter. 

Der zyklonalen Bewegung an der 
Erdoberfläche entspricht eine anti- 
zyklonale in der Höhe, die die im 
Zentrum des Wirbels aufsteigende 
Luft aus demselben hinausführt. 
Beide bilden zusammen einen Körper. 
Über seine vertikale Mächtigkeit lauten 
die Angaben verschieden; in England 
und Schweden reichen die Zyklonen 
bis in die Cirrusregion hinein, in 

Nordamerika und Frankreich enden sie schon in geringerer Höhe. 
Fig. 32 zeigt uns, wie der Zyklonenkörper keilförmig in die höheren 
Luftschichten eindringt. Im Meeresniveau ist der Wirbel vollständig 
ausgebildet. In 1100 in Höhe bemerken wir bereits eine antizyklonische 
Bewegung, aber — und dies scheint ein wenigstens für unsere gemäßigte 
Zone allgemein gültiges Gesetz zu sein — nicht mit allseitiger Ent- 
wicklung, denn nur an der Vorderseite strömt Luft aus, im westlichen 
und südlichen Quadranten aber noch ein, und der nördliche Quadrant ist 
im Verschwinden begriffen; die Isobaren weichen hier nur wenig von 
ihrem normalen geradlinigen Verlauf ab und die regelmäßige West- 
bewegung der Wolken ist nur wenig gestört. In 3000 in Höhe ist 
der Prozeß der Auflösung noch weiter fortgeschritten, die Cirrus- 
region endlich bleibt von der Zyklone völlig unbeeinflußt. 




Me ei*e sirive au 

Fig. 32. Schematische Darstellung 

der nordamerikanischen Zyklonen 

in vier Niveaus nach Bigelow. 6 



Die ältere Theorie (Konvektions- oder thermische Theorie) er- 



120 Die Liifthüll. 



blickte in der Zyklonenbildung die erste Phase der atmosphärischen 
Gleichgewichtsstörung. An überwärmten Stellen entwickelt sich ein 
aufsteigender Luftstrom; sein Dampfgehalt wird dabei konden- 
siert, und die dadurch frei gewordene Wärme verstärkt den Auf- 
trieb. Oben fließt er nach allen Seiten ab, und sinkt dann er- 
kaltet zu Boden und erzeugt Antizyklonen. So speist in den oberen 
Schichten die Zyklone die sie umgebenden Antizyklonen, und in 
den unteren Schichten ernährt die Antizyklone die sie umgebenden 
Zyklonen. 

Diese Theorie, die auf die tropischen Zyklonen der heißen 
Jahreszeit mit ihren schweren Niederschlägen zugeschnitten war, 
mag auf einige dieser Vorkommnisse, sowie auch auf einige von 
untergeordneter Bedeutung in unsern Breiten (wie z. B. Gewitter- 
böen) noch anwendbar sein 4 , versagt aber völlig für die viel aus- 
gebreiteteren und unregelmäßiger gestalteten Zyklonen der gemäßigten 
Zone, die gerade in der kälteren Jahreshälfte am häufigsten sind. 
Seitdem Hann 5 nachgewiesen hat und die Berliner Luftschiffer be- 
stätigt haben, daß die mittlere Temperatur der antizyklonischen 
Luftsäule höher ist als die der zyklonischen, war ihre Alleinherrschaft 
gebrochen. Die Erwärmung des Erdbodens und der aufsteigende 
Luftstrom sind nach der neueren dynamischen Theorie nicht die 
primären Vorgänge, sondern es sind Temperaturunterschiede be- 
nachbarter Luftschichten, die zur zyklonalen Bewegung führen, und 
aus denen diese ihre Energie schöpft. In den Vereinigten Staaten, 
die uns die meisten unserer europäischen Zyklonen herübersenden, 
entsteht der Wirbel nach Bigelow's 6 Wolkenbeobachtungen in einer 
Höhe von durchschnittlich 2500 m, wo die warmen Luftströmungen 
aus dem mexicanischen Golf und die kalten aus dem Norden zu- 
sammenstoßen, und senkt sich dann zu Boden. Ist die zyklonale 
Bewegung einmal eingeleitet, so wird unter günstigen Umständen 
das barometrische Minimum durch den Luftwirbel immer mehr ver- 
tieft. Je mehr das Barometer im Zentrum sinkt, desto steiler wird 
der Gradient, desto heftiger der Wirbel, desto geringer auch der 
Luftdruck im Mittelpunkt. So trägt die Zyklone in sich selbst 
die Bedingungen ihres Wachstums, das aber erfahrungsgemäß zeit- 
lich beschränkt ist. 

Von ihrer Geburt bis zu ihrem Erlöschen sind die Zyklonen 
in beständiger, bald schnellerer, bald langsamerer Wanderung be- 
griffen. In der tropischen Zone bewegen sie sich nach Westen, 
biegen dann an der Polargrenze der Passate nach Norden be- 
ziehungsweise Süden um, wobei sie an Tiefe verlieren, aber an 
Ausdehnung gewinnen, und schlagen in den mittleren und höheren 



Windsysteme und Wmdgebiete 121 

Breiten einen östlichen Weg ein. Das letztere gilt auch von jenen 
Depressionen, die in den außertropischen Gegenden entstehen. Die 
Zyklonen bewegen sich also, seltene Ausnahmen abgerechnet, im 
Sinn der allgemeinen Luftzirkulation; sie sind Wirbel, die von 
den großen Ost- und Westströmen weiter getragen werden. Genauer 
kennen wir bisher allerdings nur ihre mittleren Zugstraßen zwischen 
dem Felsengebirge und dem Ural. In Nordamerika wandert die 
Mehrzahl unter ungefähr 45° B. durch die Seenregion, während 
andere aus dem SW auf den Atlantischen Ozean gelangen. Mehr 
als die Hälfte der nordamerikanischen Minima durchkreuzt ihn in 
4 — 5 Tagen und erreicht Europa. Die einen ziehen über Labrador 
oder längs der Küste nach Grönland und von da nach Ost; die 
Bahnen der anderen teilen sich in der Nähe von Neuschottland 
und führen dann entweder über Island oder quer über den Ozean 
oder nördlich von den Azoren nach Europa. Hier ist der Norden 
das Hauptdurchzugsgebiet der Minima. Eine Straße beginnt bei 
Island, zieht dem norwegischen Gestade entlang über den Polar- 
kreis hinaus und führt von da entweder nordwärts in das Eismeer, 
oder zum Weißen Meer, oder nach SO in das Innere von Rußland. 
Von den britischen Inseln und ihrer Umgebung wandern die Minima 
entweder über die Nordsee, Südschweden und die mittlere und süd- 
liche Ostsee nach den baltischen Provinzen und nach Finnland, 
oder — jedoch nur in selteneren Fällen und im Sommer fast nie — 
über Frankreich nach dem Mittelmeer. Hier vereinigt sich diese 
Zugstraße mit der vom westlichen Mittelmeer kommenden, um im 
weiteren Verlauf teils nach SO, teils in das Schwarze Meer, teils 
nach NO in das innere Rußland zu führen. Besonders ausgezeichnet 
sind die Kreuzungspunkte der Zugstraßen, wie die Lorenzomündung, 
die Gegenden in der Davisstraße, südwestlich von Island und bei 
den Lofoten, das südliche Schweden und der Atlantische Ozean 
zwischen 50 und 52° N und 34 und 38° W Gr. Hier pflegen die 
Minima länger zu verweilen und schlagen häufig auf kurze Zeit 
sogar eine rückläufige Bewegung ein; hier bilden sich auch die 
meisten so einflußreichen stationären Depressionen. Gebirge bilden 
für Zyklonen von geringer Höhe ein Hindernis, das sie nur selten 
zu übersteigen vermögen. Indes gelangen, wie es jetzt erwiesen 
zu sein scheint, pazifische Zyklonen in das östlich vom Felsen- 
gebirge gelegene Gebiet der Vereinigten Staaten, wenn sie auch 
erst auf dem westlichen Hochland ihre ausgebildete Form erhalten. 7 
Anderseits wird freilich behauptet, daß diese Verknüpfung pazi- 
fischer und ostamerikanischer Luftdruckverhältnisse nur scheinbar 
sei, indem in derselben Zeit, wenn eine pazifische Zyklone am 



122 Die Lufthülle 



Westabhange des Felsengebirges gleichsam zerschellt, eine neue sich 
am Ostabhang bildet. 

In den Vereinigten Staaten legen die Minima durchschnittlich 
41,8 km in der Stunde zurück. Auf dem nordatlantischen Ozean 
sinkt ihre mittlere Geschwindigkeit auf 29 km und in Westeuropa 
sogar auf 26,9 km herab, steigert sich dann aber wieder in Kußland 
auf 33,9 km. Daraus ergibt sich ein bedeutungsvoller Unterschied 
zwischen dem nordamerikanischen und dem europäischen Klima. 
Denn die direkte Folge der fortschreitenden Zyklonen ist die Ver- 
änderlichkeit des Wetters; je rascher sie wandern, desto größer 
auch die Veränderlichkeit. Die Punkte a und b in Fig. 31 a (S. 117) 
gelangen, wenn die Zyklone nach rechts fortschreitet, von der 
Äquatorial- auf die Polarseite, wobei sich in a der W T ind im Sinn 
eines Uhrzeigers von SO über SW nach NW, in b aber im entgegen- 
gesetzten Sinn von SO über NO nach NW dreht. 

Innerhalb einer größeren Depression können sich auch sekun- 
däre oder Teilminima bilden, in unseren Gegenden am häufigsten 
auf der Südseite. Im ersten Stadium ihrer Entwicklung verraten 
sie sich durch eine seitliche Ausbuchtung der Isobaren. Unter 
günstigen Bedingungen lösen sie sich vom Hauptminimum los und 
verfolgen selbständig ihren Weg. 

Die eigentliche Heimat der Zyklonen sind die mittleren und 
höheren Breiten. x In einem schmalen Gürtel zu beiden Seiten des 
Äquators fehlen sie ganz, denn hier ist die ablenkende Wirkung 
der Erdrotation zu schwach, als daß Störungen des Gleichgewichts- 
zustandes der Luft nicht bald ausgeglichen würden. In dem übrigen 
Teil der Tropenzone fehlen sie zwar nicht und sind insofern wichtig, 
als sie meist von verheerenden Stürmen begleitet werden, aber sie 
sind nur auf einige Monate beschränkt. Genauer bekannt sind die 
Hurrikane des nordatlantischen Tropenmeeres, die Taifune der 
Chinasee und die Zyklonen des Indischen Ozeans. Von den erst- 
genannten kommen nach Loomis 88 Prozent auf die Monate August 
bis Oktober, in denen sich der thermische Äquator am weitesten 
von dem mathematischen entfernt. Die niederste Breite ihres Vor- 
kommens ist 10,3° N, das Umbiegen der Bahn erfolgt im Sommer 
im Mittel in 30,6°, im September in 29,7° B.; die durchschnittliche 



x Zahl der Stürme in Prozenten aller Beobachtungen auf dem nord- 
atlantischen Ozean: 

0— 5°N 
5—10 
10—15 
15—20 



0,06 


20— 25 °N 


1,9 


40— 45 °N 


10,5 


0,1 


25—30 


3,2 


45 — 50 


14,o 


0,8 


30—35 


V 


50—55 


16,o 


1,1 


35—40 


13,1 


55—60 


20,5 



Windsysteme und Windgebiete 123 



tägliche Geschwindigkeit beträgt 460 km. Auch die Taifune sind 
in der warmen Zeit am häufigsten (72 Prozent in den Monaten Juli 
bis Oktober). Von den Wirbelstürmen im Pazifischen und Indischen 
Ozean kommen 52 Prozent auf den Herbst (September bis November) 
und 43 Prozent auf den Frühling (April bis Juni): das sind die 
Zeiten des sogenannten Monsunwechsels, wovon wir im nächsten 
Kapitel hören werden. Ihre niederste Breite ist 6,i°, die Umbiegung 
ihrer Bahn nach Norden vollzieht sich im Durchschnitt schon unter 
19,8° B v die mittlere Geschwindigkeit in 24 Stunden beträgt 310 km. 
Im südindischen Ozean sind die Monate Januar bis April die Sturmzeit. 
Den tropischen Zyklonen verwandt sind die unter dem Namen 
Tornados bekannten verheerenden Luftwirbel der Vereinigten 
Staaten, die am häufigsten im Frühsommer auftreten. 

Wir haben oben gesagt, Zyklonen seien hauptsächlich eine Er- 
scheinung der gemäßigten Breiten, und wir hatten dabei unsere 
nördlichen besonders im Auge. Hier gelangt jeder Ort auf der Erd- 
oberfläche bald in eine antizyklonische, bald in eine zyklonische 
Luftbewegung, bald auf die äquatoriale, bald auf die polare Seite 
der wandernden Zyklonen und erleidet dadurch beständige Witterungs- 
veränderungen. Aber nicht immer lagern wohlausgebildete Zyklonen 
und Antizyklonen nebeneinander, manchmal trennt nur ein schmaler 
Eücken hohen Luftdrucks zwei Zyklonen oder eine schmale Furche 
tiefen Barometerstandes zwei Antizyklonen. In Australien ist das 
letztere geradezu Regel: von W nach wandernd, folgt Antizyklone 
auf Antizyklone mit wenig ausgedehnten V-förmigen Depressionen 
dazwischen. 8x 

Passate. Das nur der warmen Zone eigentümliche Passatsystem 
unterscheidet sich von bisher besprochenen Windsystemen zunächst 
durch die ostwestlich gerichtete bandartige Gestalt der äquatorialen 
Barometerdepression einerseits und der subtropischen, etwas polwärts 
von den beiden Wendekreisen gelagerten Hochdruckgebiete anderseits. 
Von diesen fließen die unteren Luftschichten als NO-Passat auf der 
nördlichen und als SO-Passat auf der südlichen Halbkugel zum 
Äquator. Ein zweites unterscheidendes Merkmal der Passate ist ihre 
Beständigkeit, denn beständig ist auch die äquatoriale Depression, 
wenn sie sich auch mit dem Gang der Sonne verschiebt und da- 
durch ebenfalls Verrückungen der beiden subtropischen Hochdruck- 



x Eine solche barometrische Rinne im kleinen Maßstab hat M. C. Engell 
in der westlichen Küstenzone Grönlands entdeckt (Meteorologische Zeitschrift 
1003, S.274). Im Sommer wehen an der Küste Südwinde, weiter landeinwärts, am 
Rande des, Inlandeises, fließt die Luft von diesem herab und erwärmt sich dabei 
durch Niedersinken, so daß diese Winde verhältnismäßig warm und trocken sind. 



124 



Die Lufthülle 



zonen bewirkt. In beistehender Figur (33), wo die Kurven die 
mittleren Barometerstände der Breitenkreise (nach der Berechnung 
von Teisserenc de Bort 9 ) in ihren positiven und negativen Ab- 
weichungen von dem als normal geltenden Luftdruck im Meeres- 
niveau (760 mm) zur Darstellung bringen, sind diese jahreszeitlichen 
Verschiebungen durch die punktierten Linien angedeutet. In der 
Nähe des mathematischen Äquators kann also ein Punkt zeitweise 
im Depressionsgürtel mit seinen variablen Winden und Stillen 
(Kalmengürtel) liegen und zeitweise unter die Herrschaft bald des 
NO-, bald des SO-Passates gelangen. Aber auch abgesehen davon 



40° JO c 




Jamiar ._ 



April 



Juli 



OJitobet' 



Fig. 33. Verteilung 1 des Luftdruckes. (Die Abstände 

vom mittleren Luftdrucke 760 mm in mm entsprechend 

dem Barometerstande.) 



bedarf die Vorstellung 
von der Gleichmäßig- 
keit undRegelmäßigkeit 
der Passate einiger Ein- 
schränkung. Das Neben- 
einander von Wasser 
und Land wirkt störend. 
Von einem ununter- 
brochenen Passatband 
kann man daher auf 
der nördlichen Hemi- 
sphäre niemals und auf 
der südlichen nur im 
Winter sprechen. Auch 
auf den Meeren ist 



der SO-Passat, entsprechend der bedeutenderen barometrischen Höhe 
des südsubtropischen Maximums, besser entwickelt als der NO-Passat. 
Die äquatorialen Depressionen bilden hier keine gleichmäßig breiten 
Bänder, sondern verschmälern sich von nach W beträchtlich, und 
ebensowenig ist der Luftdruck in den subtropischen Hochdruckzonen 
gleichmäßig verbreitet, sondern verdichtet sich in der Nähe der 
Westküsten der Kontinente zu scharf umrissenen Antizyklonen. 
Daher kommt es, daß wir den Passat nur in den Osthälften der 
Meere ganz regelmäßig ausgebildet finden, während er im Westen 
eine rückläufige Bewegung annimmt. Der SO der Südhemisphäre, 
wo diese Erscheinung besonders kräftig ausgebildet ist, geht all- 
mählich in 0, NO, NW, W über, so daß dadurch ein vollkommen ge- 
schlossener antizyklonischer Kreislauf um die subtropischen Maxima ent- 
steht, und die Passate selbst nur als ein verlängerter Zweig desselben 
erscheinen. Daß auch die Passatzonen zeitweilig von Zyklonen 
durchfurcht werden, wurde schon oben erwähnt, und endlich unterliegen 
auch ihre polaren Grenzen häufigen unperiodischen Verschiebungen. 



Windsysteme und Windgebiete 1 25 



Der in der höheren Atmosphäre von den Zyklonen nach den 
Antizyklonen ausströmenden Luft entspricht im Passatsystem der 
Antipassat, der als SW- (auf der südlichen Halbkugel NW) bis 
W-Wind von der äquatorialen Depression nach den subtropischen 
Hochdruckzonen zieht. Hohe Berggipfel, wie der Pic von Tenerife 
(37U0 m), der Mauna Loa auf Hawaii (4170 m) und der Vulkan 
Misti in Peru (6100 m) ragen erfahrungsgemäß schon in die anti- 
passatische Region hinein. Indes so einfach, wie man sich die 
tropische Windschichtung früher vorstellte, ist sie nicht. Aus den 
Ballonbeobachtungen geht hervor, daß sich auf dem offenen Atlan- 
tischen Ozean zwischen dem Passat, der nur bis 1000 m Höhe 
reicht, und dem Antipassat eine Zone von NW-Winden einschiebt, 
die von 8° N an nach N an Mächtigkeit zunimmt. Am thermischen 
Äquator fand man in der Höhe nur O-Wind. 10 

Allgemeine Luftzirkulation. Aus dem Wirrwarr der von Tag 
zu Tag wechselnden Luftdruckverteilung kann nur die Betrachtung 
der mittleren Zustände der Atmosphäre zur Erkenntnis der ein- 
fachen, leitenden Gesetze führen. 

In letzter Linie ist der Luftdruck, d. h. das Gewicht der Luft- 
säule, die einer Quecksilbersäule von entsprechender Höhe (als normal 
nimmt man im Meeresniveau 760 mm an) das Gleichgewicht hält, eine 
Funktion der mittleren Temperatur der Luftsäule. Allerdings auch 
des Dampfgehaltes, denn Wasserdampf ist leichter als eine gleiche 
Quantität Luft, aber dieser Faktor hängt selbst unter sonst gleichen 
Umständen lediglich von der Wärme ab. Der Zusammenhang 
zwischen Luftdruck und Temperatur bedarf indes noch einer weiteren 
Erörterung. Am Äquator — wir lassen hier überall der Einfachheit 
wegen den thermischen und den mathematischen Äquator zusammen- 
fallen — am Äquator tritt unter dem Einfluß beständiger hoch- 
gradiger Erwärmung eine Auflockerung der ganzen Luftmasse ein; 
die Flächen gleichen Druckes steigen in die Höhe, d. h. sie ent- 
fernen sich weiter von der Erdoberfläche als 'an den Polen. Dadurch 
wird der Luftdruck noch nicht vermindert, sondern erst durch die 
Folgeerscheinung. Es entsteht nämlich in den oberen Luftschichten 
eine Strömung, die der Abdachung vom Äquator zum Pol folgt. 
Vom Äquator wird Luft weggeführt — und nun sinkt hier der 
Luftdruck; an den Polen wird Luft angehäuft — und nun steigt hier 
der Luftdruck. Damit ist die Gleichgewichtsstörung aus den oberen 
Schichten in die unteren verlegt und erfordert nun einen Ausgleich 
durch eine Rückströmung. Auf der ruhenden Erde entstehen also 
zwei Meridionalströme: ein primärer Oberstrom vom Äquator zu 
den Polen und ein sekundärer Unterstrom von den Polen zum 



126 Die Lufthülle 



Äquator, beide durch Vertikalströme miteinander verbunden. In 
den höheren Breiten geht der Oberstrom durch eine absteigende 
Bewegung in den Unterstrom über, in den niederen Breiten der 
Uuterstrom durch eine aufsteigende Bewegung in den Oberstrom. 
Damit ist der Kreislauf geschlossen. 

Auf der ruhenden Erde mit homogener Oberfläche würde sich 
also die Luftdruckverteilung genau an die Temperaturverteilung an- 
schließen, nur in umgekehrter Weise. Die Temperatur nimmt gegen 
die Pole hin stetig ab, der Luftdruck stetig zu. 

Wenn wir aber aus den mittleren Jahresisobaren die Durch- 
schnittsbarometerstände der Breitenkreise in derselben Weise ab- 
leiten, wie aus der Isothermenkarte die entsprechenden Durchschnitts- 
temperaturen, so erhalten wir ein ganz anderes Bild (vgl. Fig. 27, 
S. 9G). Statt einer barometrischen Depression am Äquator und 
zwei Hochdruckgebieten an den Polen bestehen in den untersten 
Luftschichten vier Hochdruckgebiete und drei Depressionen. x 

Nordpolares (arktisches) Hochdruckgebiet 
Nördl. subpolare (subarktische) Depressionszone 
Nördl. subtropische Hochdruckzone . . 

Äquatoriale Depressionszone 

Südl. subtropische Hochdruckzone . . . 
Südl. subpolare (sub antarktische) Depressionszone 
Südpolares (antarktisches) Hochdruckgebiet 



Breite 


Luftdruck 


(90° N 


760,7 mm) 


66 


758,2 


U 


762,4 


8 


757,8 


28 S 


763,7 


? 


? 


? 


? 



Daß die äquatoriale Depression auf der nördlichen Halbkugel 
liegt, kann nicht auffallen, wenn man erwägt, daß der thermische 
Äquator ebenfalls nach Norden verrückt ist. Auch die polaren Hoch- 
druckgebiete sind thermisch begründet, umso rätselhafter er- 
scheinen uns aber die subtropischen Hochdruck- und die subpolaren 
Depressionszonen. Zu ihrer Erklärung hat Ferrel 11 die Ablenkung 
durch die Erdrotation, also eine dynamische Kraft, zu Hilfe ge- 
rufen. Ihren Einfluß mag folgendes Beispiel erläutern. 

Jeder Punkt am Äquator bewegt sich mit einer Geschwindigkeit 
von (40070 km : 24 x 3600 =) 465 m in der Sekunde von West nach 
Ost. Jeder Körper mit dieser Geschwindigkeit verharrt hier in 
relativer Ruhe. Wird er aber, ohne durch Reibung an seiner Ge- 
schwindigkeit einzubüßen, nach 30° B. versetzt, wo die Rotations- 
geschwindigkeit nur (34 731 km : 24 x 3600 =) 402 m in der Sekunde 
beträgt, so behält er nicht nur seine ursprüngliche Geschwindigkeit 
bei, sondern er steigert sie noch bis zu 537 m, weil er sich nun in 



Abgeleitet aus den FERREi/schen Zahlen durch graphische Interpolation. 



Windsysteme und Windgebiete 127 

einem' kleineren Kreis bewegt als am Äquator (vgl. S. 23). x Er 
bleibt nun nicht mehr in relativer Kühe, • sondern eilt mit einer 
Übergeschwindigkeit von 537 — 402 = 135 m in der Sek. den autoch- 
tonen Körpern des 30. Parallelkreises voraus. In 60 °B. würde diese 
sekundliche Übergeschwindigkeit 930 — 232 = 698 m betragen. 

Wenden wir dieses Ergebnis auf den vom Äquator zu den Polen 
fließenden atmosphärischen Oberstrom an, so muß zunächst darauf 
aufmerksam gemacht werden, daß Eeibung und Mischung verschieden 
bewegter Luftmassen dafür sorgen, daß sich keine solche Über- 
geschwindigkeiten entwickeln können, wie sie unsere Rechnung er- 
geben hat. Ein reiner westöstlicher Wirbel kann sich nicht heraus- 
bilden. Jedes Luftteilchen des Oberstroms bleibt unter dem Zwang 
zweier nach verschiedenen Richtungen wirkender Kräfte: der Gra- 
dient zieht es zum Pol, seine Übergeschwindigkeit lenkt es nach 
Ost ab, zieht es also gleichsam wieder zum Äquator zurück. Die 
Rechnung ergibt, daß sich diese beiden Komponenten in ungefähr 
30 — 35° B. das Gleichgewicht halten. Hier tritt also eine Stauung 
ein, eine Anhäufung von Luft (subtropische Hochdruckzonen). 
Weiter polwärts, wo die Übergeschwindigkeiten rasch wachsen, siegt 
die Ablenkungskomponente über die polare Anziehung, die Wirbel- 
bewegung gelangt zu größerer Entfaltung, es entsteht gewissermaßen 
ein atmosphärischer Trichter, und auf dessen Grund muß der Luft- 
druck sein Minimum erreichen. Dieses Minimum ist die s üb polare 
Depressionszone. Eigentlich sollte es mit den Polen zusammen- 
fallen, hier aber greifen die thermischen Verhältnisse störend ein, 
jedoch nur in den untersten Luftschichten, in denen die Steigerung 
der Luftdrucks polare Winde hervorruft. Nach den Beobachtungen 
von de Quervain in Godthaab (1909) reicht der Nordwind nur 
einige hundert Meter hinauf und dann folgt bis 20 000 m Höhe Süd- 
wind, und im antarktischen Viktorialand herrschen bereits auf dem 
Mt. Erebus (3890 m) Westwinde. 

Von den vier Gliedern der Luftdruckverteilung sind also zwei — 
die äquatoriale Depressionszone und das polare Hochdruckgebiet — 
thermischen und zwei — die subtropische Hochdruckzone und die 
subpolare Depressionszone — dynamischen Ursprungs. 

Aus dieser Anordnung ergeben sich in den untern Luftschichten 
drei fundamentale Windsysteme: ein äquatoriales oder pas- 
satisches zwischen 34° N und 28° S und zwei subpolare, wie es 



x Die so erhaltene Geschwindigkeit {O^) in der Breite cp verhält, sich zu 
der am Äquator umgekehrt wie die Halbmesser der betreffenden Parallelkreise: 
Gy : 465 = R- r = R: R cos cp ; O v — 465 : cos qn . 



128 



Die Lufthülle 




Fig. 34 darstellt. Nach der Ansicht von Hildebrandsson 12 ist das 
äquatoriale in sich geschlossen; dem Passat in den unteren Schichten 
entspricht der Antipassat in den oberen, und zwischen beiden ver- 
mitteln vertikale Luftbewegungen: eine aufsteigende in der äqua- 
torialen Depressionszone und eine absteigende in beiden subtropischen 
Hochdruckzonen. Diese Gebiete sind an der Erdoberfläche durch 
Windstillen oder schwache, veränderliche Winde ausgezeichnet. Daß 
aber der Antipassat wenigstens zeitweise die Nordgrenze des Passats 
überschreitet, erhellt daraus, daß der vulkanische Staub des Krakatau 

und westindischer Feuerberge bis in 
unsere Breiten geführt wurde. In 
den höhern Luftschichten über den 
subpolaren Windsystemen herrscht 
aber, wie uns der Zug der Cirrus wölken 
verrät, ausnahmslos Westbewegung, 
wie es der Theorie entspricht. Die 
Frage, wie die zu den Polen ab- 
strömende Luft wieder in die niederen 
Breiten zurückgelangt, hat noch keine 
völlig befriedigende Antwort gefunden. 
Aus Wolkenbeobachtungen schloß 
Hildebrandsson, daß auf unserer 
Halbkugel eine NW-Strömung über 
der Cirrusregion die Luft zur sub- 
tropischen Hochdruckzone zurückführt; vielleicht ist der NW- Wind 
über dem nordatlantischen Passat, von dem wir auf S. 125 gesprochen 
haben, eine Fortsetzung desselben, und dann wäre der Zirkulations- 
ring zwischen Äquator und Pol geschlossen. 

Bemerkenswert ist der Gegensatz der beiden subpolaren De- 
pressionszonen, der in den von Ferrel berechneten durchschnittlichen 
Barometerständen in drastischer Weise zutage tritt: 

Breite 35° 40° 45° 50° 55° 60° 65° 70° 

Luftdruck 700 mm + 

Nord 62,4 62,o 61,5 60,7 59*7 58,7 58,2 58,6 

Süd 62,4 60,3 57,5 53,2 4 8,2 43,4 39,7 38,o 

Wir erblicken in diesem Gegensatz einen Ausdruck der verschiedenen 
Reibungswiderstände in den mittleren und höheren Breiten beider 
Halbkugeln, denn über der südhemisphärischen Wasserfläche muß 
der polare Wirbel zu viel kräftigerer Entfaltung gelangen als bei 
uns, wo Land und Wasser mehrfach wechseln. 

Unsere bisherigen Erörterungen hatten eine homogene Erd- 
oberfläche zur Voraussetzung. Nur auf einer solchen könnten De- 



\\\ Sub antarktisches // '/ 
\^^ff^ndsj^sterny^/ 



Fig. 34. Die meridionalen Kompo 

nenten der allgemeinen Luftzirkula 

tion und ihre vertikalen Verbindungs 

glieder. 



Luftdruck- und Windverteilung in den extremen Jahreszeiten 129 

pressions- und Hochdruckzonen ringförmig die ganze Erde umspannen. 
In Wirklichkeit wechseln aber mit Ausnahme des zirkumterranen 
Südmeers Land und Wasser in ostwestlicher Richtung miteinander 
ab, und daraus ergeben sich tiefgreifende Störungen der theoretischen 
Luftdruck- und Windsysteme. 

Literaturnachweise. ! Gr. Wegemann, Erweiterungen des barischen 
Windgesetzes, in den Annalen der Hydrographie u. marit. Meteorologie 1904. — 
2 E. Loomis, im American Journal of Science 1885, Bd. XXX, S. 9. Die aus- 
führlichste Arbeit über die geographische Verteilung der Windgeschwindigkeit 
ist G. Hellmann, Untersuchungen über die jährliche Periode der Windgeschwin- 
digkeit in der Meteorologischen Zeitschrift 1897. — 3 Meteorologische Zeit- 
schrift 1903, S. 135. — 4 Vgl. W. Trabert in der Meteorologischen Zeitschrift 
1908, S. 103. — 5 J. Hann, Das Luftdruckmaximum vom November 1889, in 
den Denkschriften der Wiener Akademie der Wissenschaften, Math.-naturwiss. 
Kl. Bd. LVII, 1890. W. v. Bezold, Zur Theorie der Zyklonen, in den Sitzungs- 
berichten der Berliner Akademie der Wissenschaften 1890. — 6 F. H. Bigelow, 
The Mechanism of Countercurrents of different Temperatures in Cyclones and 
Anticyclones, im Monthly Weather Eeview, Washington 1903, Bd. XXXI. — 
7 A. J. Henry, Climatology of the United States, Washington 1906. — 8 R. Aber- 
cromby, Three Essays on Australian Weather; Sydney 1896. — 9 L. Teisserenc 
de Bort, Repartition de la pression atmospherique a la surface du globe, 
in Comptes rendus de l'Academie des Sciences, Paris 1889 (S. 878). — 
10 L. Teisserenc de Bort und L. Rotch, iLtude de l'atmosphere marine par 
sondages aeriens, Paris 1909. — n Zur Einführung (ohne Zuhilfenahme der höheren 
Mathematik) dient W. Fjsrrel, A Populär Treatise on the Winds; London 
1889.. Für die Theorie d'&r allgemeinen Luftzirkulation sind ferner wichtig 
H. v. Helmholtz, Über atmosphärische Bewegungen, in den Sitzungsberichten 
der Berliner Akademie der Wissenschaften 1888 u. 1889; M.Möller, Zur Dynamik 
der Atmosphäre, in der Meteorologischen Zeitschrift 1893; W. Koppen, Über 
den Rücktransport der Luft nach niedrigen Breiten in den gemäßigten Zonen, 
in den Annalen der Hydrographie 1899. Eine gute Zusammenstellung ist 
M. Brillouin, Memoires originaux sur la circulation generale de l'atmosphere, 
Paris 1900. — 12 H. Hildebrandsson, Rapport sur les observations internationales 
des nuages; Upsala 1903. 



Luftdruck- und Windverteilung in den extremen Jahreszeiten. 1 
(Siehe Karte X und XL Vgl. auch Tafel VI und VII.) 

Die Isobarenkarten. In derselben Weise, wie einst Dove die 
mittlere Temperaturverteilung in den Monaten und im Jahresdurch- 
schnitt kartographisch durch Isothermen darstellte, hat Buch an 
Isobaren- und Windkarten entworfen, die uns die mittleren Druck- 
und Bewegungszustände des Luftmeeres vor Augen führen. Dieser 
Versuch ist für das Jahr und die extremen Monate (Januar und Juli) 
von verschiedenen Seiten, für alle Monate aber nur noch einmal, 
und zwar von Buchan 2 selbst wiederholt worden. Indes leiden diese 
Karten an verschiedenen Mängeln. Hann mußte 1886 das Geständnis 

Süpan, Physische Erdkunde. 5. Aufl. 9 



130 Die Lufthülle 



ablegen, daß „die Kurven (mittleren Isobaren), die mit vorhandenem 
guten Material konstruiert werden können, so umfassender Inter- 
polationen bedürfen, daß sie eigentlich mehr eine Darstellung unserer 
Vorstellungen von der Verteilung des Luftdruckes sind, als der 
Ausdruck von Tatsachen". Trotz dieses skeptischen Urteils dürfen 
wir aber wohl sagen, daß die Isobarenkarten wenigstens im großen 
und ganzen der Wirklichkeit entsprechen, wenn wir auch genaue, 
ganz zuverlässige Darstellungen nur von sehr wenigen Gegenden 3 
besitzen. Ein weiterer Übelstand liegt darin, daß wir die mittlere 
LuftdruckverteiluDg mit den vorherrschenden Winden in Ver- 
gleich setzen, also einen Mittelwert mit einem Scheitelwert. Die 
bisherigen Versuche, die mittlere Windrichtung eines Ortes fest- 
zustellen, haben zu keinem befriedigenden Ergebnis geführt, und 
ebensowenig sind wir imstand, die sehr maßgebenden örtlichen Ein- 
flüsse auf die Drehung der Windfahne zu beseitigen. Indes treten 
diese Übelstände mehr in Detailuntersuchungen störend zutage, als 
bei der Feststellung der Hauptwindgebiete in den extremen 
Jahreszeiten, womit wir es hier zu tun haben. 

Die südliche subtropische Hochdruckzone und das subantarktische 
Windsystem. Es empfiehlt sich, mit demjenigen Teil der Erde zu 
beginnen, der sich am meisten der Voraussetzung einer homogenen 
Oberfläche nähert. Von Februar bis November (s. Taf. XI) um- 
schlingt die subtropische Hochdruckzone bandartig Land und 
Meer, aber in der Nähe der abnormal kältesten Gebiete entwickeln 
sich Kerne höhern Luftdrucks mit antizyklonischen Winden. Da- 
gegen ist sie in den Sommermonaten Dezember und Januar auf 
die Meere beschränkt, während über den wärmeren Kontinenten 
flache Zyklone lagern: das erste Beispiel einer thermischen Störung 
der fundamentalen Luftdruckzonen (s. Taf. X). 

Entsprechend der jahreszeitlichen Verschiebung der subtropischen 
Hochdruckzone beginnt das subantarktische Windgebiet in 
etwa 45, im Winter in 40° B. Hier scheint in der Tat die De- 
pressionszone, wenn auch nicht durchwegs, die Form einer Mulde 
oder Rinne beibehalten zu haben. Die Südgrenze der W- und NW- 
Winde wurde von der deutschen „Valdivia^-Expedition im Jahr 1898 
südlich vom Kapland in 55° und südlich von Kerguelen in 5$ l l 2 ° B. 
überschritten. Dann folgte bis 00° B. eine Kalmenzone mit flauen, 
veränderlichen Winden, und südlich vom 60. Parallel betrat die 
„Valdivia" bereits das Gebiet der polaren Antizyklone mit östlichen 
und südöstlichen Luftströmungen. Weiter östlich durchquerte die 
„Gauß"- Expedition die barometrische Rinne erst in 65 ] / 4 (8o ] / 2 O) 
und 63 ^S (96° O). Die deutsche Beobachtungsstation in Kaiser- 



Luftdruck- und Wim! Verteilung in den extremen Jahreszeiten 131 

Wilhelm II.-Land (66° S, 89,6° 0) und die englischen Stationen 
sowohl am Kap Adare (71,3° S, 170° 0) wie im Discoveryhafen 
(77,8° S, 166,s 0) standen das ganze Jahr unter der Herrschaft der 
-polaren Antizyklone; dagegen zeigen die Tabellen der „Belgica" in 
durchschnittlich 70 1 /, S, 86° W im Jahr 1898—99 vorwaltende 
Polarwinde im Sommer und ebenso überwiegende Aquatorialwinde 
im Winter. Die Grenze zwischen den beiden Gliedern des sub- 
antarktischen Windsystems lag hier im Sommer nördlich, im Winter 
aber südlich vom 70. Parallel, dagegen in den Meridianen des Kaiser- 
Wilhelm II.- und des Viktorialandes immer nördlich von dem 
genannten Breitenkreis. Die südpolare Antizyklone mit der sie 
umschließenden barometrischen Rinne erleidet also jahreszeitliche 
Verschiebungen, ihr Kern verrückt sich im Sommer gegen den Pol, 
im Winter gegen die östliche Halbkugel, und hier ist der eis- 
bedeckte antarktische Kontinent zu suchen, denn erfahrungsgemäß 
entwickeln sich winterliche Barometermaxima abseits vom Pol nur 
auf größeren, intensiv erkaltenden Landmassen. 4, 

Südlich von Amerika springt das westantarktische Land meri- 
dional nach N vor, und überall, wo solches vorkommt, erleidet die 
bandartige Anordnung der Luftdruckzonen Störungen. Hier treten, 
wie Mecking 5 es wahrscheinlich gemacht hat, an die Stelle der 
barometrischen Rinne zyklonale Gebilde, im Sommer zu beiden 
Seiten des eisbedeckten Landes, im Winter aber nur in dem wärmeren 
Weddellmeer. 

Das Passatgebiet und die nördliche Halbkugel im nördlichen 
Winter (s. Karte X). Der charakteristische Zug dieser Jahreszeit 
ist die Auflösung der subarktischen Depressionszone. 

Im Band hohen Luftdruckes, das sich vom Dezember bis 
zum März um unsere Halbkugel schlingt, liegen vier antizyklonische 
Zentren: zwei, von denen die NO-Passate ausgehen, am Rande der 
Tropenzone, und zwar das atlantische im S der Azoren, das pazifische 
nordöstlich von Hawaii, die beiden anderen dagegen auf den Kon- 
tinenten in der Nähe der Gebiete größter negativer Wärmeanomalie. 
Das ostsibirische Maximum ist um 10 mm höher als das nord- 
amerikanische, denn dort sinkt die Temperatur um 24°, hier nur 
um 10° unter den Breiteniurchschnitt. Die Isobaren von 775 bis 
765 mm buchten sich auf der Ostfeste scharf nach W aus, und 
ähnliche Krümmungen zeigen auch die Isanomalen. 

Das äquatoriale Minimum liegt auf dem Atlantischen und 
dem Pazifischen Ozean nördlich vom Gleicher, nur auf dem warmen 
Indischen Ozean ist es mit der Sonne etwas nach S gewandert. 

Hoher Luftdruck breitet sich über die ganzen Nordkontinente 



132 Die Lufthülle 



aus und schließt sich im nördlichen Polarmeer zu der allmählich 
nachW sich verschiebenden arktischen Wind seh ei de 6 zusammen. 
Auf diese Weise werden zwei subpolare Gebiete niederen Baro- 
meterstandes, deren Minima bei Island und den Aleuten, also 
in der Nähe der relativ wärmsten Gegenden unserer Hemisphäre 
liegen, vollständig abgegrenzt. Auch hier ist wieder der Zusammen- 
hang mit der Temperaturverteilung deutlich ausgeprägt. Die größere 
Tiefe des nordatlantischen Minimums ist durch den höheren Grad 
der positiven Anomalie bedingt, und auch die Biegungen der Isobaren 
sind in den Isanomalen vorgezeichnet, wie beispielsweise das wichtige 
Teilminimum in der Davisstraße. 

Der thermische Gegensatz von West und Ost, der das Winter- 
klima unserer Halbkugel beherrscht, kommt auch darin zum Aus- 
druck, daß in derselben Sichtung Windsysteme von entgegen- 
gesetztem Charakter einander ablösen. Auf die nordatlantische 
Zyklone folgt die ostasiatische Antizyklone, dann die nordpazifische 
Zyklone und endlich die nordamerikanische Antizyklone. Eine Linie, 
die auf den Meeren . ungefähr mit dem 30. Parallel zusammenfällt, 
auf den Kontinenten aber — wie Karte X zeigt — beträchtlich 
höher ansteigt, bildet, gleichsam wie ein barometrisches Gebirge, 
die Hauptwindscheide zwischen den vier nördlichen und den 
südlichen Systemen. 

Von jenen ist die nordatlantische Zyklone für uns am 
wichtigsten, überdies auch am eingehendsten erforscht. Eine von 
den Bermudas gegen Island gezogene Linie trennt die Polar- von 
der Äquatorialseite. Auf der letzteren herrschen südliche und west- 
liche Winde vor, welche die höhere Lufttemperatur über der At- 
lantischen Strömung, größere Feuchtigkeit und reichlichere Nieder- 
schläge über das mittlere und polare Europa bis nach Westsibirien 
verbreiten, aber natürlich in immer geringerem Maß, je weiter sich 
die ozeanischen Winde von ihrer Ursprungsstätte entfernen, und je 
mehr kontinentale Luftmassen in den Wirbel hineingezogen werden. 
Die umstehende Tabelle, welche die mittlere Differenz der Polar- ( — ) 
und Äquatorialwinde (+) in Prozenten für einige Gegenden angibt, zeigt 
uns am besten den Kontrast zwischen den beiden Seiten der Zyklone. 

Man ersieht aus dieser Tabelle, daß in Europa nicht alle 
Gegenden gleichmäßig begünstigt sind. England und das südliche 
und östliche Skandinavien haben im Osten und Süden wärmere 
Meeresflächen, die häufig der Schauplatz von Zyklonenbildungen 
sind, aber ohne auf unseren Isobarenkarten als Teilminima klar 
hervorzutreten. Jene Lokalitäten liegen daher oft auf der Polarseite 
von Barometer depressionen. In Nordamerika nimmt die Häufigkeit 



Luftdruck- und Windverteilung in den extremen Jahreszeiten 133 



Polarseite. 

Neu-England 

Küste von New York bis zur 

Chesapeakebai 

Küste von der Chesapeakebai 

bis Savannah 

Hudsontal 

Seenregion 

Ohio und Tennessee .... 
Oberes Mississippital .... 



31,4 



— Ojt 

+ 4,6 
+ 11,0 

- 4,0 



Äquatorialseite. 

Irland .*...." + 20,o 

Schottland +26,8 

England +7,5 



Norwegische Westküste . . . +33,c 

Norwegische Südküste . . . — 15,o 

Südschweden +9,5 

Baltische NW-Küste .... + 3,o 

Belgien und Nordfrankreich . +22,2 

Französische Westküste . . +8,3 
Niederlande, Deutschland und 

Dänemark +26,2 

Nordalpen (Bigi und Schaf- 
berg) +21,5 

Inneres Böhmen +15,o 

Nordabhang der Karpathen . +10,3 

Ostseeprovinzen und Finnland +27,3 

Nordrußland +21,o 

Zentralrußland +23,5 

Westsibirien +20,o 

der nördlichen Winde nach Süden rasch ab (und infolgedessen die 
Temperatur ebenso rasch zu), ja stellenweise herrschen sogar die 
Aquatorialwinde, wenn auch nicht bedeutend vor. Dies erklärt sich 
aus der regelmäßigen Wanderung von Zyklonen aus dem Innern 
der Vereinsstaaten gegen Osten, . wodurch ihre Zugstraßen, sowie die 
südlich davon gelegenen Landstriche häufig der Wohltat äquatorialer 
Winde teilhaftig werden. 

Die nordpazifische Zyklone unterscheidet sich von der 
atlantischen in einigen wesentlichen Punkten. Sie umfaßt auf der 
einen Seite die Ostabdachung Asiens, auf der anderen den schmalen 
pazifischen Rand von Nordamerika. Ihre kontinental abgeschlossene 
Nordseite ist viel ausgebildeter als die offene der atlantischen 
Zyklone; überall in der Umgebung der Beringstraße herrschen Polar- 
winde vor, wie die Vega-Expedition bestätigen konnte. Aus dem 
gleichen Grund liegt das Minimum hier wenigstens 10 Breitengrade 
südlicher als im Atlantischen Ozean; Alaska befindet sich schon 
auf der Polarseite, während Skandinavien noch auf der Äquatorial- 
seite liegt. Die letztere ist also in der Neuen Welt in nordsüd- 
licher Eichtung beschränkter als in der Alten Welt, aber auch gegen 
Osten hin, weil Gebirge ein tieferes Eindringen nicht gestatten. 
Ein ebenso bemerkenswerter Unterschied liegt in der gleich- 
förmigen Entwicklung der Polarseite bis an den Wendekreis. 
Eine Linie von den Bonininseln zu den Aleuten trennt sie von der 
äquatorialen. 



134 



Die Lüfthülle 



Polar seite. 

Ochotskische Küste und Kam- 
tschatka 

Sachalin, Japan und China 



■41,5 

46,7 



Äquatorialseite. 

Pazifische Küste von Nord- 
amerika +15,7 

Oberer Columbia -f 18,o 



Ein Vergleich mit den auf S. 133 mitgeteilten Zahlen zeigt uns 
deutlich, daß das östliche Nordamerika in den mittleren Breiten 
ungleich begünstigter ist als das östliche Asien. Hier nimmt die 
Temperatur nicht so rasch nach Süden zu; Schanghai hat nur eine 
mittlere Januar temperatur von 2,8°. Noch schärfer tritt der Gegen- 
satz in den Niederschlagsverhältnissen hervor, wie wir später sehen 
werden. Woher dieser Unterschied? Offenbar findet in Ostasien 
keine so lebhafte ZyklonenbeweguDg statt wie in den Vereinigten 
Staaten. Alle Bewegung nimmt in diesen Breiten eine östliche 
Eichtung, und in dieser stößt sie auf hohe Gebirge. Ebensolche 
verhindern auch den Abfluß der Luft nach Süden. So gewinnt die 
sibirische Antizyklone eine größere Festigkeit als die nord- 
amerikanische, und dadurch ist wohl auch zum Teil die abnorme 
Höhe des Luftdruckes bedingt. x 

Außer den beiden genannten Antizyklonen dürfte sich noch 
eine dritte im Gebiet des arktischen Kältepols befinden. Darauf 
deuten die sehr beständigen NW-Winde hin, die das ganze arktische 
Amerika bis in die Baffinbai und Davisstraße überwehen. 

An der Hauptwindscheide finden wir schwankende Strömungs- 
verhältnisse, da sich die Grenzen der Windgebiete, der Beweglichkeit 
des Elementes entsprechend, beständig verschieben. Je weiter wir 
aber gegen Süden vordringen, desto mehr nimmt die Luftzirkulation 
einen passatischen Charakter an. Die Polargrenze des eigentlichen NO- 
Passates liegt im Osten und Westen des Atlantischen Ozeans in 
ungefähr 26° B. und sinkt in der Mitte auf etwa 18° herab; die 
westliche Sahara auf der einen Seite, und Zentralamerika und der 
nördliche Teil von Südamerika auf der anderen gehören noch diesem 
Gebiet an. Auch im Pazifischen Ozean treffen wir den ausgebildeten 
Passat erst jenseits des 30. Parallels im Osten und des 21. — 25. im 
Westen an. In der östlichen Sahara, in Arabien und in Meso- 
potamien zieht eine sehr beständige NW-Strömung zum Indischen 
Ozean. In Zentralasien beginnt das passatische System erst jenseits 
des Himalaya, der weit in die Region der antipassatischen Strömung 
hineinragt; diesseits desselben bis zum 50. Breitengrad ist ein Über- 



x Der höchste Luftdruck, der bisher überhaupt auf der Erde verzeichnet 
wurde, wurde nach Woeikow am 23. Januar 1900 in Barnaul beobachtet: 
789,2 mm, oder auf das Meeresniveau reduziert 808,7 mm. 



Luftdruck- und Windverteilung in den extremen Jahreszeiten 135 

gangsgebiet mit schwankenden Winden, unter denen jedoch die 
polaren vorherrschen. Wie hier das Eelief des Erdbodens die Passat- 
grenze nach Süden schiebt, so rückt im Westen das Mittelmeer 
die Hauptwindscheide nach Norden. Auch hier nimmt der Luftdruck 
vom Festland gegen die See ab; aber das vielfach gegliederte Mittel- 
meer beherbergt mehrere Minima, und die Windverhältnisse sind 
daher ziemlich komplizierter Natur. Doch herrschen an den nörd- 
lichen und westlichen Küsten im allgemeinen nördliche und an den 
südlichen südliche Winde vor. 

Jenseits des Himalaya fließt die Luft durch die großen Täler 
des Ganges und Brahmaputra zum ludischen Ozean, wo die Strö- 
mung erst die regelmäßige passatische Richtung annimmt. Überall 
wo der Kalmengürtel im Süden des Äquators liegt, also im ganzen 
Indischen Ozean und in der westlichen Südsee, dringt der NO-Passat 
auf die Südhemisphäre hinüber bis ungefähr 10° B. und in Australien 
noch weiter. Er wird hier durch die Rotation in einen NW- bis 
W-Wind umgewandelt, und daher im malaiischen Archipel und in 
Australien als NW- oder Australmonsun bezeichnet. Unter dem 
Ausdruck Monsun (vom arabischen mausim = Jahreszeit) versteht 
man einen semesterweise wechselnden Wind; so führt auch der 
indische Passat den Name NO-Monsun, nur weil er im Sommer vom 
SW-Monsun abgelöst wird. 

Der SO -Passat überschreitet in dieser Jahreszeit (Sommer) 
nur in den östlichen Teilen des Atlantischen und Pazifischen 
Ozeans den Äquator, während er sonst von dem nördlichen Passat 
bis etwa 10° s. B. zurückgedrängt wird. Er erreicht seine höchste 
Breite (33 — 34°) im Gebiet der subtropischen Maxima, und von da 
nähert sich seine Polargrenze immer mehr dem Äquator. Im Osten 
wird er durch die benachbarten kontinentalen Minima in SW um- 
gewandelt (besonders deutlich ist diese Ablenkung an der afrika- 
nischen Westküste ausgebildet), im Westen vollzieht sich (ebenfalls 
unter dem Einfluß jener Minima) die schon auf S. 124 geschilderte 
Umkehrung, wodurch die antizyklonische Bewegung um die subtro- 
pischen Maxima geschlossen wird. Nirgends und niemals ist dieses 
Phänomen kräftiger ausgebildet, als in dieser Jahreszeit auf der 
Südhemisphäre. Wir finden sie sogar mitten in der Südsee wieder, 
wo das östliche Passatgebiet von dem schwächer entwickelten west- 
lichen durch ein Band des rückkehrenden Passats getrennt ist. 

Das Passatgebiet und die nördliche Halbkugel im nördlichen 
Sommer. (Karte XI.) Der April ist für die nördliche Halbkugel ein 
Übergangsmonat. Im Mai weicht schon die Zone hohen Luftdruckes 
gegen N zurück, und der äquatoriale Gürtel niederen Lufdrucks 



136 Die Lufthülle 



dringt von S aus vor. Im Juli und August ist die sommerliche Ver- 
teilung .des Barometerstandes, von der wir sogleich sprechen werden, 
zur höchsten Ausbildung gelangt. 

Lassen wir die Alte Welt vorläufig außer Betracht. Die Süd- 
grenze des Passatgürtels liegt in ungefähr 30° S, etwas nördlicher als 
im Januar. Das äquatoriale Minimum ist mit dem thermischen 
Äquator allenthalben nach Norden gerückt, im Mittel bis 10° N, 
nur an den Westseiten der Festländer bis 15 — 20 ° N. Überall folgt 
ihm der SO-Passat auf unsere Hemisphäre und wird in der Nähe 
der erhitzten östlichen Festländer in SW umgewandelt. Auch die 
subtropischen Maxima liegen nördlicher als im Winter, unter ungefähr 
40° B. 7 und damit verschiebt sich die Hauptwindscheide in höhere 
Breiten. Auf den Kontinenten, die wärmer als das Meer in gleicher 
Breite sind, biegen sich die Isobaren nach Süden um, und der Luft- 
druck nimmt landeinwärts ab; daher sinkt die Hauptwindscheide in 
Amerika bis zum 20. Parallel, und in der Alten Welt verschwindet 
sie völlig. 

Die nordhemisphärische Passatzone reicht im Sommer nur 
von der Saharaküste westwärts ungefähr bis zum Meridian von 
Sachalin. Ihre Polargrenze liegt auf den Meeren durchschnittlich 
in 28° B., steigt aber im Osten über 30° an. Die Nähe der er- 
hitzten Kontinentalflächen erzeugt eine vollständige antizyklonische 
Bewegung um die subtropischen Maxima, wie wir sie bisher nur 
auf der Südhemisphäre beobachten konnten. 

In den mittleren und höheren Breiten lagern vier zyklonische 
Windgebiete nebeneinander, nur das der Alten Welt reicht auch in 
die Tropenzone hinein. Eine strenge Scheidung durch ausgedehnte 
antizyklonische Systeme findet nur in den mittleren Breiten statt, 
in den höheren treten die Windscheiden nur auf sehr detaillierten 
Isobarenkarten deutlich hervor. Außerdem sind die Winde nicht so 
stark wie im Winter, denn die Druckdifferenzen sind nach allen 
Kichtungen kleiner, ebenso wie die Temperaturunterschiede. Sie 
sind auch in den höheren Breiten von geringerer klimatologischer 
Bedeutung als im Winter, weil die Verteilung der Temperatur haupt- 
sächlich durch die Insolation bedingt wird, und es genügt daher eine 
nur flüchtige Betrachtung derselben. 

Im nordatlantischen Zyklonengebiet liegt das Minimum 
östlich von Island. Amerika östlich vom Mississippi und von einer 
Linie, die man sich zwischen der Seeregion und der Hudsonbai 
nach Nordwesten gezogen denkt, ferner der Atlantische Ozean nörd- 
lich einer Linie von Florida bis Frankreich, die britischen Inseln, 
Frankreich und das westliche Deutschland gehören dazu. Im Norden 



Luftdruck- uud Windverteilung in den extremen Jahreszeiten 137 

der Linie Jamesbai-Island herrschen Polar-, südlich davon Aquatorial- 
winde vor. Die Nähe der großen ostkontinentalen Barometerdepression 
macht sich auch hier insofern geltend, als in Westeuropa die Polar- 
strömung häufiger ist als im Winter. Über die Lage des Minimums 
in der pazifischen Zyklone ist nichts Genaues bekannt. Die 
amerikanische Zyklone zieht S- und SO-Winde aus dem Golf 
von Mexico an, die das ganze Prärienplateau überströmen, und er- 
zeugt anderseits NW- Winde an der pazifischen Küste. Weitaus am 
wichtigsten ist aber das Zyklonengebiet der Alten Welt. Das 
Hauptminimum verlegt Hann nach Iran und in das Indusgebiet, 
aber die Biegungen der Isobare von 755 mm verraten nicht minder 
wichtige Teilminima im östlichen Sibirien und in der Sahara. x 
Überall ist in den weiten erhitzten Ebenen Gelegenheit zur Bildung 
barometrischer Minima vorhanden, an allen Seiten saugt der Konti- 
nent Luft ein, wie er im Winter Luft ausatmet. Im Süden wird — 
das einzige Beispiel dieser Art — der indische NO-Passat völlig 
unterdrückt, und der SO-Passat über den Äquator herübergezogen 
und durch die Erdrotation in den SW-Monsun verwandelt. Tal- 
aufwärts strömt dieser in Hindustan bis zur großen Himalaya-Barriere, 
ja in tieferen Einschnitten vielleicht auch darüber hinweg. Nach 
Westen herrscht er bis Arabien, nach Osten bis zu den Philippinen. 
In der Sahara dringt der SO-Passat bis gegen 20° N vor; in China, 
Japan und auf dem benachbarten Festland löst der SO-Wind den 
winterlichen NW ab. Auf der anderen Seite des großen Depressions- 
gebietes herrschen von dem östlichen Deutschland und der Balkan- 
halbinsel bis Sibirien und Turan polare Strömungen vor. 

Dasselbe Gesetz, das hier die Luftzirkulation über einem Drittel 
der Erdoberfläche regelt, macht sich auch im kleinen geltend. Skan- 
dinavien und die iberische Halbinsel sind ebenfalls abgeschlossene 
Zyklonengebiete, wie im Winter kleine antizyklonische Zentren. 
Auch Italien zieht Seewinde an, während im südlichen Mittelmeer 
nördliche Winde zur Sahara ziehen. 

Überblicken wir noch einmal die Luftdruckverteilung in den 
extremen Jahreszeiten. Überall, wo in ostwestlicher Richtung Land 
und Meer wechseln, ist die fundamentale Ordnung nur auf den 
Meeren zu suchen. Nur hier folgen stets äquatoriales Minimum, 
subtropisches Maximum, subpolares Minimum und polares Maximum 



x In Asien unterscheidet A. Woeikow, der die übliche Isobarendarstellung 
mit Keduktion des Luftdrucks auf das Meeresniveau im Gebiet der großen 
Hochflächen für unstatthaft erklärt, drei Depressionszentren: das indische im 
S des Himalaya, das zentralasiatische im Tarimbecken und das turkestanische 
( Meteorologische Zeitschrift 1904, S. 502). 



138 



Die Lufthülle 



aufeinander. Sie sind permanent, wandern aber mit der Sonne. 
Die Festländer beherbergen dagegen in der warmen Jahreszeit 
Minima und in der kalten Maxima. Diese zyklonischen und anti- 
zyklonischen Gebilde sind thermischer Natur und daher periodisch. 
Die Änderungen vom Winter zum Sommer zeigt folgende 
schematische Übersicht der Hauptwindgebiete: 



Nördlicher Winter. 



Nordpazifische 
Zyklone 



Nordamerik. 
Antizyklone 



Nordatlantische 

Zyklone 



Ostasiatische 
Antizyklone 



Nordpazifisches 
Passatgebiet 



Nordatlantisches 
Passatgebiet 



(Mittelmeer- 
Gebiet) 



Nordindisches 
Passatgebiet 



West- u. Ostpazif. Südamerik. Südatlant. Südafrikan. Südindisches Austral. 
Passatgebiet Zyklone Passatgebiet Zyklone Passatgebiet Zyklone 



Subantarktisches Windgebiet. 



Nördlicher Sommer. 


Nordpazifische 
Zyklone 


Nordamerikanische Nordatlantische 
Zyklone Zyklone 


Zyklonengebiet 
der Alten Welt 


Nordpazifisches 
Passatgebiet 


Nordatlantisches 
Passatgebiet 


Südpazifisches 
Passatgebiet 


Südatlantisches 
Passatgebiet 


Südindisches 
Passatgebiet 


Subantarktisches Windgebiet. 



Mittlere monatliche Barometerschwankungen. Wie die Wärme- 
schwankungen , so sind auch die mittleren Schwankungen des 
Luftdrucks ein bedeutungsvolles klimatisches Element, und es 
ist das Verdienst Köppen's 8 , sie zuerst kartographisch dargestellt zu 
haben. Je größer sie sind, desto unruhiger ist durchschnittlich das 
Wetter, desto steiler ist wahrscheinlich der Gradient, und desto 
stärker sind die Winde. Auf der Nordhemisphäre nimmt die durch- 
schnittliche monatliche Barometerschwankung vom Äquator bis 
zum 60. Parallel, der Gegend der subpolaren Minima, zu, dann wieder 
ab. Überall ist sie im Winter größer als im Sommer, aber die 
Differenz der winterlichen und sommerlichen Schwankung ist in der 
Tropenzone auf den Kontinenten, und von 30° B. ab auf dem Meer 
beträchtlicher. Vergleichen wir Meer und Festland miteinander, so 
ergibt sich ein sehr bemerkenswerter Gegensatz. Bis zum 20. Parallel 
ist das W 7 etter auf dem Meer im Gebiet des regelmäßigen Passats 



Luftdruck- und Windverteilung in den extremen Jahreszeiten 1 39 



stets beständiger als auf den Kontinenten, nördlich vom 30° B. ist 
umgekehrt das maritime Wetter schwankender. Zwischen 20 und 30° 
ist eine Übergangszone. Mit der Polargrenze des Passats steigt im 
Sommer der tropische Typus bis zu 30° B., und sinkt im Winter 
der Typus der gemäßigten Zone bis 20° B. hinab. 

Für die Südhemisphäre ist das Beobachtungsmaterial noch ganz 
unzureichend, jedoch ist der Schluß gestattet, daß hier dasselbe 
Gesetz der Abhängigkeit von der Breite wirksam ist, wie auf der 
nördlichen Halbkugel. Die Schwankungen scheinen aber beträcht- 
licher zu sein, namentlich wenn wir die Sommer miteinander ver- 
gleichen. Es zeigt sich also auch hier wieder, daß die barometrischen 
Gradienten der mittleren und höheren südlichen Breiten steiler 
sind, und in der Tat berichten alle, die die antarktische See durch- 
fahren haben, von dem stürmischen Charakter der dort herrschenden 
Westwinde. 

Die periodischen Luftmassenverschiebungen und die Breiten- 
schwankungen. Vergleicht man die wirklichen (nicht auf das Meeres- 
niveau reduzierten) Barometerstände der extremen Monate miteinander, 
so ergibt sich das überraschende Kesultat, daß sich die Unterschiede 
auf keiner von beiden Halbkugeln ausgleichen. Auf der nördlichen 
ist der mittlere Luftdruck im Januar nur 0,75 mm höher als im Juli, 
während auf der südlichen das Gegenteil stattfindet. Dieses Plus 
entspricht einer Luftmasse von 2600 cbkm (oder Billionen kg), die 
in unserm Winter von der südlichen Hemisphäre auf die nördliche 
und in unserm Sommer in der umgekehrten Bichtung wandert. 8 

Auf diese Verschiebungen führt Spitalee die kleinen Schwan- 
kungen der Erdachse zurück, deren Kenntnis sich uns erst in den 
letzten Jahrzehnten des 19. Jahrhunderts erschlossen hat. 9 Bis dahin 
nahm man die geographische Breite als unveränderlich oder mit 
anderen Worten, die beiden Pole als Fixpunkte an. In Wirklichkeit 
führt aber der Nordpol in durchschnittlich 14 Monaten einen Umlauf 
um seine mittlere Lage aus, entfernt sich aber davon nach den bis- 
herigen Beobachtungen nur bis auf etwa + 0,i5 Bogensekunden oder 
5 m. In dieser Bewegung steckt aber noch eine, von Kjmura ent- 
deckte kleine, jährliche Welle, die jedenfalls nicht durch meteoro- 
logische Prozesse hervorgerufen wird. 10 Es möge nur noch bemerkt 
werden, daß so geringfügige Schwankungen der geographischen Breiten 
natürlich ohne merklischen Einfluß auf die physikalischen Verhältnisse 
der Erdoberfläche sind, wenigstens soweit sie für den Geographen 
in Betracht kommen; sie haben nichts zu tun mit jenen gewaltigen 
Polverschiebungen, mit denen spekulative Geologen in neuester Zeit 
in so verschwenderischer Weise operieren. 



140 Die Lufthülle 



Literaturnachweise. * A. Süpan, Statistik der unteren Luftströmungen; 
Leipzig 1881. — 2 A. Buchan, Monats- und Jahresisobaren im Challenger-Werk 
zit. S. 102, Anm. 6, und in r \BARTHOLME\v's Physical Atlas zit. S. 56. — 3 Noch 
unerreichtes Muster ist J. Hann, Die Verteilung des Luftdruckes über Mittel- 
und Südeuropa; Wien 1887. Für die Methode der Bearbeitung mariner Beob- 
achtungen ist G. Rüng, Eepartition de la pressure atmospherique sur l'ocean 
atlantique septentrional, Kopenhagen 1894, maßgebend. — 4 A. Supan, zit. S. 102, 
Anm. 8. — 5 L. Mecking, Zum antarktischen Klima, in Petermann's Mitteilungen 
1909. — 6 A. Supan ebenda 1891, S. 191. — 7 W. Koppen, Die monatlichen Baro- 
meterschwankungen, in den Annalen der Hydrographie und maritimen Meteoro- 
logie 1882. — 8 R. Spitaler, Die periodischen Luftmassenverschiebungen und 
ihr Einfluß auf die Lagenänderungen der Erdachse; Gotha 1901 (Ergänzungs- 
heft 137 zu Petermann's Mitteilungen). O. Baschin in der Zeitschrift der Ge- 
sellschaft für Erdkunde, Berlin 1907; und in den Annalen der Hydrographie 
usw^O?. W. Meinardds zit. S. 52, Anm. 21. — 9 Th. Albrecht, Resultate des 
internationalen Breitendienstes, Bd. I; Berlin 1903. Eine populäre Übersicht 
über diese Frage gibt A. Klingatsch, Über die Änderung der Polhöhen: Graz 
1904. — 10 R. Spitaler, Periodische Verschiebungen des Schwerpunktes der 
Erde, in den Sitzungsber. d. Wiener Akad. d. Wiss., Math.-naturwiss. Kl. 1905, 
Bd. CXIV, Abteil. IIa. Th. Albrecht in den Astronomischen Nachrichten 1908, 
Bd. 178, Nr. 5. 

Lokale Winde. 

Die lokalen Winde können wir in zwei Hauptarten teilen. Zur 
ersten gehören die lokalen Winde in des Wortes strengster Bedeu- 
tung, die nicht durch die allgemeine geographische Verteilung des 
Luftdrucks, sondern durch örtlich beschränkte barometrische Unter- 
schiede hervorgerufen werden. Es ist selbstverständlich, daß solche 
lokalen Druckdifferenzen nur dann zur Geltung gelangen können, 
wenn die Atmosphäre nicht von beträchtlichen Störungen heim- 
gesucht wird. Die Winde dieser Kategorie sind daher nicht nur 
örtlich, sondern auch zeitlich beschränkt. Die zweite Hauptart 
bilden jene Winde, die zwar Teile der allgemeinen Luftzirkulation 
sind, aber in bestimmten Gegenden oder unter bestimmten Um- 
ständen eine lokale Färbung erhalten. 

Lokale Wind Systeme. Zur ersten Art gehören die Land- und 
See-, Berg- und Talwinde. Die ersteren, deren Theorie Blanfokd 1 
ausgebildet hat, finden wir an den Gestaden aller größeren Wasser- 
flächen, hauptsächlich an den Meeresküsten. Wenn sich in den 
Vormittagsstunden das Land erwärmt, steigen die Luftsäulen über 
ihm zu einer größeren Höhe an als über dem kühleren Meer; es 
entsteht infolgedessen eine obere Strömung vom Land zur See und 
zum Ausgleich in den unteren Luftschichten der Seewind. Die 
Zirkulation reicht in ziemlich bedeutende Höhen, wie die Beobach- 
tungen • mittels eines befestigten Ballons in der Bucht der Coney- 



Lokale Winde 



141 



insel (New York) lehren.* In den Abendstunden gleichen sich die 
Druckunterschiede aus, und nach Mitternacht, wenn sich das Land 
mehr abgekühlt hat als das Meer, entwickelt sich die umgekehrte 
Bewegung: in den oberen Schichten ein Seewind, in den unteren 
der Landwind. Über die Ausbreitung dieses Windregimes liegen nur 
wenige Beobachtungen vor. An der Ostsee liegt der Ursprung der 
Seebrise l l / 2 bis 9 km von der Küste, und der Landwind dringt 
ziemlich weit, bis zu 15 km, seewärts vor. 2 Die innere Grenze des 
Seewindes liegt an der Küste von Neuengland 20—40 km land- 
einwärts. 3 

Ein echter Tagesmonsun sind auch die Berg- und Tal winde, 4 
ein allen Gebirgsländern gemeinsames Phänomen, wenn auch kaum 
irgendwo großarti- 
ger und regelmäßi- ^ — -ä 
ger entwickelt, als 
in Tibet und Kasch- 
garien. Wenn sich 

mit steigender 
Sonne die Luft im 
Tal und an den 

Berghängen er- 
wärmt, dehnen sich 

die Luftsäulen (Fig. 35) ab und cd bis V und &' aus, und nun ent- 
steht ein Gradient von der freien Atmosphäre gegen den Berges- 
abhang hin. Dazu kommt noch, daß sich die Luft am Abhang mehr 
erwärmt, als in der freien Atmosphäre im gleichen Niveau; jene 
strebt als spezifisch leichter in die Höhe, und muß durch zu- 
strömende Luft ersetzt werden. So entwickelt sich bei Tag ein 
Steigungswind die Gehänge hinan (Talwind), und zum Ersatz fließt 
Luft aus der Ebene talaufwärts. Bei Nacht ziehen sich die Luft- 
säulen a b und c d bis b" und d" zusammen, und dem neuen 
Gradienten folgt ein Fallwind an den Gehängen hinab und tal- 
abwärts zur Ebene hinaus (Bergwind). 

Wo die Berghänge mit Schnee und Eis bedeckt sind und er- 
kaltend auf die Luftschichten wirken, da entsteht auch bei Tag ein 
kalter Fallwind. Dieser Art sind z. B. die Nevados oder Schneestürme 
auf dem mit hohen Bergen gekrönten Plateau von Quito. 




Fig. 35. Berg- und Talwinde. 



x 10. Aug. 1879 


10. Aug. 1879 


13. Aug. 1879 


l h 19 m p. m. 


3 h 10 m p. m. 


ll h 50 m a. m. 


Obere Grenze des Landwindes . 270 m 


330 m 


320 m (?) 


Untere Grenze des Landwindes . 150 


150 


210 


Obere Grenze des Seewindes . 120 


150 


200 



142 Die Lufthülle 



Im oberen Engadin weht der Wind im Sommer bis nach Scanfs 
auch bei Tag talabwärts. Diese Anomalie bereitete der Theorie einige 
Schwierigkeiten, bis sie Billwiller durch die eigentümlichen oro- 
graphischen Verhältnisse des Tals befriedigend erklärte. Auch hier 
finden wir den regelrechten Steigungswind, aber der Ersatz dafür 
kommt nicht von dem stark eingeengten unteren Tal, sondern von 
dem offenen oberen Ende. 

Enge Nebentäler, die von hohen und steilen Felswänden ein- 
geschlossen und daher nur wenige Stunden von der Sonne beschienen 
werden, senden oft, besonders im Sommer, kalte Winde in das viel 
wärmere Haupttal. Bekannt ist der Wisperwind, der, aus dem 
Taunus kommend, manchmal das um 12 — 18° wärmere Rheintal 
heimsucht. Eine ähnliche Wirkung erzeugt die Nachbarschaft von 
Gebirge und Ebene, besonders im Frühjahr und Herbst; das Klima 
des bayrischen Plateaus und der Po-Ebene wird zum Teil durch 
diesen Gegensatz bedingt. Zu den echten lokalen Winden gehört 
auch jene eigentümliche und, wie es scheint, ganz abgeschlossene 
Luftzirkulation im Ghör, wo im Sommer Süd- und im Winter Nord- 
winde ausschließlich herrschen. 

Einfluß lokaler Verhältnisse auf die Winde. Zweige der all- 
gemeinen Luftbewegung können durch bestimmte lokale Verhältnisse 
in ihrer ursprünglichen Richtung oder Stärke verändert werden, 
oder auch einen eigentümlichen klimatischen Charakter erhalten. 
So werden im meridionalen Champlain-Hudsontal im Staat New 
York die winterlichen NW- Win de in N- und die sommerlichen 
SW- Winde in S-Winde umgewandelt. Das von Nordwesten nach 
Südosten ziehende Ebrotal kennt eigentlich nur zwei Luftströmungen: 
den Cierzo (NW) und den Bochorno (SO). Ein großartiges Beispiel 
dieser Art liefert auch Hindustan, wo der Wintermonsun talabwärts 
und der Sommermonsun talaufwärts fließt, und selbst die anti- 
passatische Strömung in 2000 m Höhe im Winter genau den Bahnen 
des Sommermonsuns folgt. Auf wie weite Strecken hin ein Gebirge 
die Windrichtung zu bestimmen vermag, beweisen die Gegenden an 
der Ostseite der Karpathen, wo NW- und SO-Winde von Bessarabien 
bis in die Nähe von Lemberg entschieden vorherrschen. 

In noch höherem Grad als die Richtung unterliegt die Stärke 
des Windes der lokalen Beeinflussung, besonders durch Temperatur- 
unterschiede, wie zwischen dem Meer und einem gebirgigen Hinter- 
land im Winter, oder zwischen einem solchen und einer erhitzten 
Küstenebene im Sommer. Auf diese Weise erhält der Mistral, 5 
ein stürmischer N- oder NW- Wind, der die Küstengegenden von 
der Ebromündung bis in den innersten Winkel des genuesischen 



Lokale Winde 143 



Golfs so häufig heimsucht, seinen eigentümlichen Charakter. Be- 
sonders heftig ist er in der Provence und im Languedoc, wo die Ge- 
birgsmauern der Cevennen und Alpen fast aufeinander stoßen, und 
wo er regelmäßig auftritt, wenn sich ein Minimum im Süden oder 
Südosten der Provence befindet, während eine Antizyklone über dem 
mittleren und südwestlichen Frankreich lagert. Diese Druckverteilung 
ist im Winter die normale, daher auch der Mistral in dieser Jahres- 
zeit am häufigsten. Seine Heftigkeit erklärt sich dadurch, daß die 
Gegensätze nicht sofort ausgeglichen werden, indem sich die von 
Norden kommende Luft einige Zeit hinter dem Gebirge staut. 
Ähnlich verhält sich die Bora 6 an den gebirgigen Küsten von Triest, 
Dalmatien und Albanien. Man versteht darunter NO- und O-Winde, 
die besonders im Winter durch Minima auf dem Adriatischen Meer 
erzeugt werden. Die zeitweise Stauung und das plötzliche Herein- 
brechen über die Pässe des Gebirges kommt in dem stoßweisen 
Wehen dieser oft gefährlichen Stürme zum Ausdruck, die am wütend- 
sten dort sind, wo der Gebirgskamm mindestens 300 — 600 m hoch 
und zugleich in horizontaler Richtung nur ein paar Kilometer von 
der warmen See entfernt ist. Solche Borastürme kommen übrigens 
auch bei Noworossiisk am NO-Ufer des Schwarzen Meeres und an 
der ochotskischen Küste vor. 

Diese Fallwinde sind relativ kalt und trocken; ein anderer 
Fallwind, der Föhn, ist relativ warm und trocken. Sie bringen 
diese Eigenschaften nicht aus ihrem Ursprungsgebiet mit, sondern 
erhalten sie erst durch die Veränderungen, die sie auf ihrem Weg 
erleiden. Nehmen wir an, ein Gebirge von 1000 m Höhe trenne die 
Orte a mit 8° und b mit 12° Temperatur, und die Luft setze sich 
von a nach b in Bewegung. Beim Aufstieg zum Kamm erkaltet sie, 
beim Abstieg nach b erwärmt sie sich. Das Maß der Erkaltung 
ist verschieden, das der Erwärmung aber stets 1° auf 100 m, und 
die Endtemperatur des Luftstroms hängt von der Differenz von Er- 
wärmung und Erkaltung ab, also einerseits von der Fallhöhe, ander- 
seits von der Temperaturabnahme beim Aufstieg. Beträgt diese 0,8° 
auf 100 m, so ist in unserem Beispiel die Endtemperatur =8° (ur- 
sprüngliche Temperatur) + (10° — 8°) = 10°; beträgt sie 0,4°, so 
ist die Endtemperatur = 8° + (10° - 4°) = 14°. Im ersten Fall 
wird der Wind in b als relativ kalt, im zweiten als relativ 
warm empfunden. In Castasegna im Bergelltal kommt in der Tat 
der über den Maloggiapaß herüberwehende Wind bald als Bora, 
bald als Föhn an. Stets aber ist, solange der Abnahmekoeffizient 
kleiner als 1 ° ist, der Luftstrom an der Endstation wärmer als am 
Ursprungsort, und daher auch trockener, selbst wenn sich sein ab- 



144 Die Lufthülle 



soluter Feuchtigkeitsgehalt nicht geändert hat. Denn maßgebend 
ist die relative Feuchtigkeit (s. S. 148), und diese steht im um- 
gekehrten Verhältnis zur Temperatur. 

Der Föhn 8 ist eine zahlreichen Gebirgsländern gemeinsame 
Erscheinung, während man ihn früher nur auf die Nordalpen be- 
schränkt glaubte. Hier ist dieser warme und trockene Südwind 
(SW — SO), der sich zeitweise zum Sturm steigert, von Besancon 
am Jura bis Vorarlberg zu Haus, erreicht aber in seinen östlichen 
Ausläufern auch das untere Inntal und manchmal sogar die Täler 
Salzburgs und des Salzkammergutes. Er erzeugt, besonders im 
Frühling, oft plötzliche und gefährliche Schneeschmelzen und Über- 
schwemmungen, ist aber auch von dauerndem Einfluß auf das 
Klima x und ermöglicht die Maiskultur in Gegenden, von denen sie 
sonst ausgeschlossen wäre. 

Nach Hann tritt der typische Föhn auf der Nordseite der 
Alpen dacn auf, wenn sich eine tiefere Barometerdepression auf dem 
Atlantischen Ozean zwischen dem Golf von Biscaya und Nordschott- 
land einstellt. Der Luftdruck ist dann am Nordfuß der Alpen viel 
tiefer als am Südfuß, und die Luft wird durch jenes Minimum aus 
den nördlichen Tälern gleichsam ausgepumpt, und zum Ersatz 
strömt Luft vom Südabhang über die Pässe auf die Nordseite, wobei 
durch die Abkühlung der aufsteigenden Luft am Südabhang häufig 
Niederschläge erzeugt werden. Ist der Luftdruck im Süden be- 
trächtlich tiefer als auf der Nordseite, so erscheint der Nordföhn in 
den südlichen Tälern. 

Auch die niedersinkende Luft in Antizyklonen gibt Veranlassung 
zu föhnartigen Erscheinungen, und das Bodenrelief kann dabei insofern 
mitwirken, als der Fallwind in Gebirgstälern infolge der Verengung 
seiner Bahn an Intensität und Geschwindigkeit gewinnt. Manchmal 
treten unter solchen Umständen in den Alpen Nord- und Südföhn 
gleichzeitig auf, ebenso wie in Grönland Föhn an beiden Küsten. 
Auch antizyklonische Fallwinde, die über weite Ebenen Trocken- 
heit und Wärme verbreiten, werden von Billwillee sen. 9 zu den 
Föhnwinden gerechnet, und Billwillee jun. unterscheidet zwischen 
Gradientföhn, d. h. horizontalen Strömungen, die durch oro- 
graphische Hindernisse zum Auf- und Absteigen genötigt werden, 
und antizyklonalen Föhn. Die Beschränkung des Föhnbegriffs 

x Höhe Winter Frühling Sommer Herbst Jahr 

Zürich 470 m -0,3° 8,9° 17,6° 8,8° 8,7° 

Altdorf (Föhngebiet) 454 l,i 9,5 17,3 10,o 9,5 

Pernter hat die Mitteltemperatur der Föhn- und föhnlosen Tage in Inns- 
bruck besonders berechnet und gefunden, daß der Föhn die mittlere Temperatur 
im Winter um 0,85 und im Jahr um 0,6° erhöht. 






Lokale Winde 145 



auf die erstere Kategorie hat sich in der Praxis als unmöglich er- 
wiesen und ist von den meisten Meteorologen jetzt aufgegeben worden. 
Heutzutage weiß man, daß der Föhn ein allgemein verbreitetes 
Phänomen ist. Der sogenannte Scirocco auf der Nordseite der 
Pyrenäen und in Algier ist nach Hubert nichts anderes als Föhn. 
In Modena nimmt der SW-, in Simferopol auf der Krimhalbinsel 
der SO-, in Trapezunt und im Kurtal der SW-, in Kutais dagegen 
der ONO-Wind zeitweise einen föhnartigen Charakter an. Für die 
Westküste Japans hat Knipping das Vorkommen des Föhns nach- 
gewiesen. In Nordamerika ist diese Windart sowohl in den Alle- 
ghanies wie auch im westlichen Hochland häufig; im letztern ist 
sie unter dem Namen Chinook bekannt und erstreckt sich (wahr- 
scheinlich als antizyklonale Begleiterscheinung) weit in die Prärien 
hinein, angeblich sogar bis Wisconsin. 10 In Neuseeland ist sie be- 
sonders entwickelt auf der Ostseite der Südalpen. Die auffallend 
hohen Julitemperaturen mancher Jahre an der SW-Küste Afrikas 
in Port Nolloth und an der Walfischbai führt v. Danckelman auf 
föhnartige Ostwinde zurück. In Grönland ist der Föhn an beiden 
Küsten heimisch, sowohl bei antizyklonischer Wetterlage, wie auch 
dann, wenn ein tiefes barometrisches Minimum westlich oder östlich 
von dieser Kontinentalmasse erscheint, nur daß in diesem Fall 
nicht ein Überwehen des ganzen innern Eisplateaus vorausgesetzt 
werden darf, sondern ein Abströmen der Luft von demselben genügt, 
um ähnliche thermo- dynamische Wirkungen zu erzeugen, wie in 
schmalen Gebirgszügen. Von großer klimatischer Bedeutung ist er 
an der Westküste, wo er im Winter und Frühjahr die Temperatur 
häufig über den Gefrierpunkt hebt. In Jakobshavn z. B. ist die 
durchschnittliche Zahl der Föhntage 1 6 (in der Schweiz 40) im Jahr. 
In Nischne-Kolymsk erwähnt schon Weangell einen trocknen und 
warmen Wind aus Südosten, wo ein Ausläufer des Stanowoigebirges 
liegt. Woeikow hat auch den Föhn herangezogen, um manche Eigen- 
tümlichkeiten des ostasiatischen Winterklimas zu erklären. Wo der 
Gebirgsrand unterbrochen ist, bringt der herrschende Nordwest die 
Temperatur des sibirischen Kältezentrums bis an die Küste; wo er 
aber ein Gebirge übersteigen muß, erwärmt er sich beim Herab- 
sinken. Daher ist z. B. Ajan im Januar um 2,8° wärmer als 
Nikolajewsk, und Peking um 4,8° wärmer als Niutschwang. Auch 
im antarktischen Viktorialand nehmen die von der polaren Anti- 
zyklone ausgehende Winde unter Umständen, sobald sie sich 
über die 2000 m hohe Admiralitätskette herabstürzen, echten Föhn- 
charakter an und erhöhen die Sommertemperatur an der Robert- 
son-Bai. 

Supan, Physische Erdkunde. 5. Aufl. 10 



146 Die Lufthülle 



Die Trockenheit und die Wärme hat der Föhn mit den Wüsten- 
winden 11 gemein, und lange Zeit hielt man ihn auch für einen 
solchen. Er erhält aber seinen Charakter in der Regel durch 
lokale Verhältnisse und verliert ihn auch wieder, sobald diese zu 
wirken aufhören; während die Wüstenwinde ihn aus der Wüste, in 
der sie entstehen oder die sie passieren, mitbringen. So sendet die 
Sahara den Khamsin nach Ägypten, den Harmattan 12 nach Ober- 
guinea, und sogar über breite Meeresstrecken den Leste nach 
Madeira und den Canarischen Inseln, den Leveche an die spanische 
Ostküste von Kap Gata bis zum Kap Näo, und den Scirocco (nicht 
zu verwechseln mit den ebenso genannten feucht-warmen Winden 
in Italien und auf dem Adriatischen Meer) nach Sizilien. Ein 
Wüstenwind ist ferner der bekannte Samum im mittleren und nörd- 
lichen Arabien. Auch von der Mohavewüste im westlichen Nord- 
amerika sind solche Winde bekannt. Aber keine sind heißer und 
trockener als die aus dem Inneren von Australien kommenden. 
Neumayer beobachtete einmal in Melbourne, wie durch einen solchen 
W T üstenwind die Apfel an den Bäumen buchstäblich gebraten wurden. x 
In Neu-Süd-Wales schwankt die Temperatur dieses Windes zwischen 
27 und 43°, im Binnenland ist sie aber viel höher. So beobachtete 
Sturt in Zentralaustralien am 21. Januar 1845 55° im Schatten, 
und im Dezember 1828 zerstörte ein heißer Wind am Hunt River 
auf eine Strecke von nahezu 50 km allen Weizen. 

Literaturnachweise. x H. F. Blanfort, Land- und Seewinde an der 
Küste von Bengalen, in der Zeitschr. d. osterr. Gesellschaft f. Meteorologie, 
1877. — 2 M. Kaiser, Land- und Seewinde an der deutschen Ostseeküste, 
Halle a. S. , 1906. — 3 An Investigation of the sea breeze, in den Annais of the 
Astronom. Observat. of the Harvard College 1890, Bd. XXI. — 4 «Ij Iann, Zur 
Theorie der Tal- und Bergwinde, in der Zeitschr. d. osterr. G-es. f. Meteorologie 
1879. — 5 0. Derscii, Der Ursprung des Mistral, ebendaselbst 1881. — 
6 J. v. Lorenz, Physikalische Verhältnisse des Quarnero; Wien 1863. — 7 E,. Bill- 
willer jun., Der Bergeller Nordföhn, in den Annalen der Schweiz. Meteoro- 
logischen Zentralanstalt, 1904. — 8 Hann's Klimatologie und Meteorologie zit. 
S. 56. — 9 K. Billwiller sen. , Über verschiedene Entstehungsarten und Er- 
scheinungsformen des Föhns; in der Meteorol. Zeitschrift 1899. Über den Vor- 
schlag Wild's zur Einschränkung des Begriffs Föhn, ebenda 1903. — 10 Geo- 
graphische Zeitschrift 1903, S. 575. — ll J. Niemeyer, Die heißen Winde der 
Wüstengebiete; Meldorf 1891. — 12 Über die Herkunft des Harmattan sind die 
Meinungen noch geteilt. Vgl. darüber „Mitteilungen aus den deutschen Schütz- 
gebieten" 1899, S. 1—37. 



x Nach E. v. Lendenfeld (Petermann's Mitteilungen 1905, S. 118) wird 
Marine des Melboumer ] 
niederen Bergrückens erhöht. 



die Wärme des Melboumer Nordwindes noch durch das Übersteigen eines 



Der Wasserdampf in der Atmosphäre u. die Ursachen seiner Kondensation 147 

Der Wasserdampf in der Atmosphäre und die Ursachen seiner Kondensation. 

Verschiedene Maße der Luftfeuchtigkeit. Alle Wasserflächen 
und die Pflanzendecke entsenden fortwährend Wasserdampf in die 
Atmosphäre. Es besteht aber ein Unterschied zwischen Süß- und 
Meerwasser; ihre Verdunstungsmengen in gleicher Zeit und unter 
gleichen Umständen verhalten sich nach Mazelle wie 100:82,5, nach 
Okada wie 100: 95. l Man mißt den absoluten Feuchtigkeitsgehalt 
der Luft als Dampfdruck; die Höhe einer Quecksilbersäule (aus- 
gedrückt in Millimeter), die der Expansivkraft des Wasserdampfes 
das Gleichgewicht hält, gilt noch allgemein als Maßstab dafür, obwohl 
die Angabe des Gewichtes des Wasserdampfes in einem Kubikmeter 
Luft (ausgedrückt in Gramm) vorzuziehen wäre. Die folgende Tabelle 
zeigt aber, daß beide Ausdrücke nicht sehr voneinander abweichen. 
Als spezifische Feuchtigkeit bezeichnet v. Bezold das Gewicht des 
Wasserdampfes in einem Kilogramm feuchter Luft — ein Maß, das 
bei theoretischen Untersuchungen Vorteile bietet. 

Die Erfahrung lehrt, daß die Luft bei einer bestimmten Tem- 
peratur nur eine bestimmte Menge Wasserdampf aufnehmen kann: 



Temperatur 


-10° 


-5° 


0° 


5° 


10° 


15° 


20° 


25° 


"aximaldampfdruck (mm) . 


2,2 


3,2 


4,6 


6,5 


9,i 


12,7 


17,4 


23,5 


'aximalgewicht (gr) . . . 


2,3 


3,4 


4,9 


6,9 


9,3 


12,7 


17,i 


22,8 



Es ergibt sich daraus, daß die Verdunstung mit der Tem- 
peratur steigt. Sekundäre Faktoren sind der Luftdruck, zu dem die 
Verdunstung im umgekehrten Verhältnis steht, und der Wind, der 
die feuchte Luft immer wieder fortführt und dadurch eine rasche 
Sättigung verhindert. Je größer die Verdunstung, desto größer ist 
die absolute Feuchtigkeit der Luft; sie muß sich daher, wie sie an 
jedem Ort mit der Temperatur steigt und fällt, auch in ihrer geo- 
graphischen Verteilung an die der Temperatur anschließen. Die 
Linien gleichen Dampfdrucks wiederholen in der Tat alle Biegungen 
der Isothermen, und nur die regenarmen Gebiete der Kontinente 
machen begreiflicherweise davon eine Ausnahme. Die jährliche 
Schwankung des Dampfdruckes steigert sich, wie die der Temperatur, 
vom Äquator gegen die Pole und von den Küsten landeinwärts, wobei 
in unseren Breiten der Gegensatz von Ost- und Westküsten in der- 
selben Weise hervortritt wie auf der Karte der jährlichen Temperatur- 
schwankung. Ebenso nimmt die absolute Feuchtigkeit mit der Höhe 
ab, und zwar in der freien Atmosphäre rascher als im Gebirge, und 
hier (mit Ausnahme des Pic von Tenerife und vielleicht der ganzen 
Passatzone) unter höheren Breiten schneller als unter niederen. 

10* 



148 Die Lufthülle 



Schon in einer Höhe von 1500 m hat sich der Feuchtigkeitsgehalt 
um die Hälfte vermindert, und über 5000 m Höhe finden wir nur 
mehr 1 / 10 des atmosphärischen Dampfgehaltes. x 

Wenn auch für die Charakteristik des Klimas einer Gegend der 
Dampfdruck ein entscheidendes Element ist, so bedarf er doch stets 
zu seiner Erläuterung der TemperaturaDgabe und eignet sich daher 
wenig zu klimatologischen Vergleichen. Wenn wir auf die unten- 
stehende Tabelle x x einen Blick werfen, so finden wir bei Königsberg 
und Breslau die gleichen Jahresmittel der absoluten Feuchtigkeit, 
aber trotzdem ist die Luft in beiden Städten nicht durchschnittlich 
gleich feucht, denn die Temperatur ist verschieden. Um bequeme 
Vergleichswerte zu schaffen, berechnet man daher entweder das 
prozentische Verhältnis des wirklichen Dampfdruckes (d) zu dem 
der Temperatur entsprechenden Maximum (m), d. h. die relative 
Feuchtigkeit (/), die in der Meteorologie schon lange eine hervor- 
ragende Rolle spielt; oder, nach Wild's Vorgang, das Sättigungs- 
defizit (s), d.h. die Dampfmenge, die der Luft unter den gegebenen 
Temperaturverhältnissen zur Sättigung noch fehlt. In Formeln aus- 
gedrückt ist also/"= 100 — und s = m — d. Nun wird sofort klar, 

daß Königsberg feuchter ist als Breslau. Aus den Formeln ergibt 
sich auch, warum die jährliche Periode des Sättigungsdefizits den- 
selben Verlauf nimmt wie die des wirklichen Dampfdruckes, während 
die relative Feuchtigkeit das gerade entgegengesetzte Verhalten 



x J. Schubert, hat für Mitteleuropa folgende Werte berechnet: 
Höhe (m) . . . 20 1000 2000 3000 4000 5000 6000 7000 8000 9000 10 000 
Dampfmenge (gr) 6,92 4,6i 3,03 1,97 1,26 0,79 0,46 0,2* 0,io 0,02 
Abnahme f.lOOm 0,24 0,ie 0,n 0,07 0,os 0,03 0,02 0,oi 0,oi 0,oo 

x x Winter Frühling Sommer Herbst Jahr 

Absolute Feuchtigkeit (mm) 



Königsberg 


3,5* 


5,3 


10,4 


6,2 


6,5 


Breslau 


3,7* 


5,6 


10,2 


6,8 


6,5 


Borkum 


4,9* 


6,5 


11,5 


8,2 


7,8 


Trier . . 


4,5* 


6,0 


10,3 


7,3 


7,0 






Kelative 


Feuchtigkeit (Proz.) 




Königsberg- 


87 


76 


74* 


83 


80 


Breslau 


83 


71 


69* 


78 


75 


Borkum 


91 


84 


82* 


87 


86 


Trier . . 


85 


68* 


69 


80 


75 






Sättigungsdefizit (mm) 




Königsberg- 


0,5* 


1,8 


3,7 


1,3 


1,8 


Breslau 


0,7* 


2,4 


4,6 


2,0 


2,* 


Borkum 


0,5* 


1,3 


2,5 


1,2 


lj< 


Trier . . 


0,9* 


2,8 


4,6 


2,0 


2',e 



Der Wasserdampf in der Atmosphäre u. die Ursachen seiner Kondensation 149 



zeigt.' In unseren Gegenden ist die Luft im Sommer absolut am 
feuchtesten, relativ aber am trockensten. Welches Element, die 
relative Feuchtigkeit oder das Sättigungsdefizit, sich besser für die 
Zwecke der Klimalehre eignet, ist noch eine offene Frage; es unter- 
liegt aber keinem Zweifel, daß die erstere manchmal irreleitet. Sie 
erweckt z. B. den Schein, als ob in Trier der Frühling trockener 
sei als der Sommer, während doch, wie sich aus dem Sättigungs- 
defizit ergibt, gerade das Umgekehrte der Fall ist. Trotzdem hält 
die Mehrzahl der Fachautoritäten an der relativen Feuchtigkeit fest. 
Wenn wir oben sagten, daß ihre jährliche Kurve im entgegengesetzten 
Sinn verlaufe wie die der Temperatur, so bedarf dies insofern einer 
Einschränkung, als sie im asiatischer] Monsungebiet und in den 
Polargegenden, wo die Winter sehr trocken sind, mit der Temperatur 
steigt und fällt, obwohl dieser Parallelismus nicht auf eine direkte 
Abhängigkeit zwischen beiden Elementen hindeutet. Wie die absolute 
Feuchtigkeit nimmt auch die relative von den Küsten (mit Aus- 
nahme der asiatischen Ostküste) gegen das Innere des Landes ab 
und ist am kleinsten in den Wüsten und Steppen, aber im Gegen- 
satz zu der absoluten ist sie in höheren Breiten durchschnittlich 
größer als in niederen. In der freien Atmosphäre nimmt auch sie 
mit der Höhe ab, aber so unregelmäßig, daß sich ein so bestimmtes 
Gesetz wie für die absolute Feuchtigkeit aus den bisherigen Be- 
obachtungen noch nicht ableiten läßt. Im Gebirge machen sich 
lokale Einflüsse geltend. Am Antisana und in den Andes von Quito, 
4060 m hoch, sinkt die relative Feuchtigkeit selten bis 74 und 
erreicht meist den Sättigungspunkt. Doch war Mühry's Schluß, 
daß sich die ganze Äquatorialzone durch große Feuchtigkeit bis zu 
einer Höhe von 5700 m auszeichne, voreilig, denn Junghuhn belehrt 
uns, daß auf Java die relative Feuchtigkeit in 3400 m Höhe 48 
und in 3700 m Höhe nur mehr 10 Prozent beträgt. Das ist be- 
deutend weniger als auf dem Gipfel des Montblanc (4810 m), wo 
im August 55 Prozent gemessen wurden. Jedenfalls ist die relative 
Feuchtigkeit im Gebirge größer als im gleichen Niveau der freien 
Atmosphäre, weil dort aufsteigende Luftströme, die wir als Talwinde 
kennen gelernt haben, beständig Wasserdampf hinauftragen. 

Fig. 27 auf S. 96 zeigt die mittlere Verteilung der Feuchtig- 
keit über die Erde nach den Berechnungen von Arrhenius. Die 
absolute Feuchtigkeit stellt eine einfache Kurve dar, die sich von 
dem Äquator gegen die Pole senkt, parallel mit ihr verläuft die 
Kurve der relativen Feuchtigkeit in der warmen Zone, in der ge- 
mäßigten und kalten aber im entgegengesetzten Sinn. Ihren tiefsten 
Stand erreicht sie auf jeder Halbkugel in den subtropischen 



150 Die Lufthülle 



Gürteln hohen Luftdrucks und den absolut tiefsten auf der Nord- 
hemisphäre wegen der weiten Ausdehnung der Wüstengebiete der 
Alten Welt. Mit andern Worten: die geographische Kurve der 
absoluten Feuchtigkeit hat einen streng thermischen, die 
der relativen Feuchtigkeit einen gemischt thermisch- 
barischen Charakter. 

Die Winde als Verbreiter des Wasserdampfes. Da die Luft in 
fortwährender Bewegung ist, so kann der an einem Ort erzeugte 
Wasserdampf auch anderen, oft weit entfernten Orten zugute 
kommen. Die Regelung der Verteilung des Wasserdampfes und 
damit der Niederschläge ist die zweite Hauptaufgabe der Winde im 
Haushalt der Natur. Seewinde sind selbstverständlich feuchter als 
Landwinde, büßen aber ihren Charakter immer mehr ein, je weiter 
sie landeinwärts vorrücken. Winde, die aus kälteren in wärmere 
Gegenden kommen, sind relativ trocken, weil sich ihr Dampfgehalt 
immer weiter vom Sättigungspunkt entfernt; umgekehrt sind Luft- 
strömungen (mit Ausnahme der von Natur trockenen Wüstenwinde) 
relativ feucht, wenn sie aus wärmeren in kältere Gegenden versetzt 
werden. Auf diese einfachen Sätze werden wir uns berufen, wenn 
wir von der geographischen Verteilung der Niederschläge sprechen 
werden. 

Kondensation des Wasserdampfes. Es entsteht nun die Frage: 
unter welchen Bedingungen schlägt sich die Luftfeuchtigkeit nieder? 
Offenbar kann nur so lange Wasserdampf aufgenommen werden, als 
die Luft noch nicht gesättigt ist, d. h. so lange die relative Feuchtig- 
keit 100 Prozent noch nicht erreicht hat. Sobald aber ganz oder 
nahezu gesättigte Luft mehr oder weniger rasch abgekühlt wird, 
muß ein Teil des Wasserdampfes ausgeschieden werden. Wir haben 
uns also die Frage vorzulegen: unter welcher Bedingungen kann 
rasche Abkühlung der feuchten Luft eintreten? 

Berührung feuchter Luft mit Körpern, deren Temperatur durch 
nächtliche Ausstrahlung unter die der umgebenden Atmosphäre 
herabgesunken ist, oder starke Verdunstung des Bodens und der 
Pflanzen in hellen, windstillen Nächten, wenn die unterste Luft- 
schicht kälter ist als der Boden — eine von diesen Ursachen, meist 
aber beide zusammen erzeugen den Tau und Reif (gefrorenen Tau). 2 
Messungen in Europa ergaben für diese Niederschlagsform eine jähr- 
liche Höhe von 8 — 41 mm; in regenarmen Gegenden kann also der 
Tau eine nicht ganz unbedeutende Rolle spielen. Eine andere Ur- 
sache der Kondensation ist die Vermischung ungleich temperierter 
Luftmassen. Daher sind die warmen, feuchten Winde in unseren 
Gegenden meist Regenbringer, besonders in der kälteren Jahres- 



Der Wässerdampf in der Atmosphäre u. die Ursachen seiner Kondensation 151 

hälfte; aber auch kalte Winde können zu Niederschlägen Ver- 
anlassung geben, wenn sie plötzlich in eine dampfgeschwängerte 
Atmosphäre einbrechen. Die Quelle der reichlichsten Niederschläge 
sind aber die freiwillig oder gezwungen emporsteigenden Luftströme. 
Zu den ersteren gehören die aufsteigenden Luftströme im Zentrum 
einer Barometerdepression, der Tal wind im Gebirge, und alle jene 
emporsteigenden Luftströme, die sich in den heißen Nachmittags- 
stunden windstiller Sommertage lokal über größeren und kleineren 
Ebenen entwickeln. Die Überhitzung des Bodens erzeugt im letz- 
teren Fall einen labilen Gleichgewichtszustand der Atmosphäre, 
wofür die Ballonfahrten der letzten Jahre zum ersten Mal den 
tatsächlichen Beweis erbracht haben. Die zweite Art bilden hori- 
zontale Luftströmungen, die durch orographische Hindernisse, be- 
sonders durch Gebirge gezwungen werden, sich aufwärts zu bewegen, 
wodurch selbst relativ trockene Winde in Regenwinde verwandelt 
werden können. Entsprechend diesen verschiedenen Arten auf- 
steigender Luft hat Curtis zyklonale, konvektive (in der 
wärmeren Tageszeit erfolgende) und orographische Niederschläge 
unterschieden. 

Auch jede Abnahme der Geschwindigkeit eines horizontalen 
Luftstromes muß, solange er sich nicht verbreitern kann, seinen 
Querschnitt erhöhen, also ein Aufsteigen bewirken. Solche Ver- 
änderungen vollziehen sich nicht bloß dort, wo die Reibung zunimmt, 
wie bei dem Übergang eines Luftstromes von dem Meer auf das 
Land, oder von einer nackten Fläche auf eine mit Vegetation be- 
kleidete, oder von einer Grasfläche in den Wald, sondern auch 
mitten auf dem Ozean. 3 

Nach einem Versuche von Aitken schlägt sich der Wasserdampf 
reiner Luft an den Wänden eines Rezipienten nieder, ohne die Durch- 
sichtigkeit zu trüben, während er in der nicht von Staubteilchen be- 
freiten Luft Nebel bildet. Auf Grund dieser Erfahrung hat Plumandon 
das Vorhandensein von Staubteilchen, die als Kondensationszentren 
wirken, als notwendige Vorbedingung zur Entstehung von Nieder- 
schlägen erklärt. 4 Das ist sicher zu weit gegangen, denn sonst 
müßte der Regen in den Fabrikbezirken mit ihren stets sich ver- 
mehrenden Schloten stetig zunehmen, und die Wüsten mit ihrer staub- 
erfüllten Luft müßten besonders günstige Kondensationsbedingungen 
bieten. Als ein Moment von sekundärer Bedeutung mag aber der 
Staub in der Luft wohl wirken ; auf seine Abwesenheit in den Polar- 
gebieten ist es vielleicht zurückzuführen, daß hier die Kondensation 
mehr in der Form von Reif als in der meßbarer Niederschläge erfolgt. 

Solange der Wasserdampf gasförmig in der Atmosphäre ver- 



152 Die Lufthülle 



teilt ist, ist er vollkommen durchsichtig; kondensiert er sich aber 
zu Tröpfchen, so erzeugt er Trübung und eine weißliche Färbung 
des Firmamentes. Eine örtliche Anhäufung von Wassertröpfchen 
verschiedener Größe oder — in bedeutenden Höhen — von Eis- 
nadeln nennt man Wolken. 5 Nebel ist nichts anderes als Wolken- 
bildung in den untersten Luftschichten. Er tritt als eine beständige 
und daher geographisch wichtige Erscheinung besonders an den Be- 
rührungsstellen kalter und warmer Meeresströme (z. B. an der Bank 
von Neufundland 6 ) auf, desgleichen auch an den tropischen Küsten 
mit kaltem Auftriebwasser. 

Ein geographisch wichtiges Element, dem aber bisher verhält- 
nismäßig wenig Beachtung geschenkt wurde, ist der mittlere Grad 
der Bewölkung, x da von ihr die Verbreitung mancher Pflanzen- 
arten (z.B. der Dattelpalme) ebenso abhängt, wie von der Temperatur. 7 
Welch ein gewaltiger, tiefgreifender Gegensatz besteht z. B. in dieser 
Beziehung zwischen den Wüsten und unseren heimatlichen Gegenden! 
Biskra am Nordrand der Sahara hat im Jahr durchchnittlich 264,4. 
heitere Tage, dagegen Berlin nur 30,5. Und der letztere Ort stellt 
nicht etwa ein Extrem dar, denn die Bewölkung nimmt in Europa 
in nordwestlicher Bichtung zu und erreicht ihr Maximum auf den 
britischen Inseln und in Skandinavien. Aerheniüs hat die durch- 
schnittliche Bewölkung der Breitengrade ermittelt, und seine Zahlen 
sind im Diagramm Fig. 27, S. 96, verwertet. Die Bewölkungskurve 
hat denselben gemischt thermisch-barischen Charakter wie die Linie 
der relativen Feuchtigkeit. Wo die Luft in die Höhe steigt und sich 
abkühlt, wie im Bereich der äquatorialen Depressionszone, da er- 
reicht die Bewölkung einen hohen Betrag; dann folgen in der Breite 
des subtropischen Hochdruckgürtels, wo die Luft herabsinkt, Zonen 
mit heiterem Himmel; dann verfinstert er sich wieder, um sich gegen 
die Pole hin wieder etwas aufzuklären. Daß die Bewölkung der 
vorwiegend ozeanischen Südhemisphäre die der nördlichen übertrifft, 
ist ohne weiteres verständlich. Auf Elfert's Bewölkungskarte von 
Mitteleuropa 8 tritt neben dem allgemeinen Gesetz der Zunahme nach 
Norden auch der Einfluß des Geländes deutlich hervor, indem die 
Luvseiten der Gebirgszüge immer bewölkter sind als die Leeseiten, 
und gebirgsumschlossene Gebiete sich meist eines verhältnismäßig 
heiteren Himmels erfreuen. 

Der Kondensationsprozeß des atmosphärischen Wasserdampfes, 
der mit der Wolkenbildung beginnt, führt in seiner weiteren Ent- 






x Ausgedrückt in Zahlen von (ganz heiter) bis 10 oder bis 100 (ganz 
bewölkt). 



Die Verteilung der jährlichen Niederschlagsmengen 153 



wicklung zu Niederschlägen in der Form von Begen, Schnee 
oder Hagel. Sie sind neben der Temperatur und den Winden das 
dritte klimato logische Hauptelement, von dem nicht bloß das orga- 
nische Leben, sondern auch die Formen der Erdoberfläche zum 
großen Teil abhängen. 

Literaturnachweise. 1 E. Mazelle, Verdunstung dos Meerwassers und 
"des Süßwassers, in den Sitzungsberichten der Wiener Akademie der Wissen- 
schaften, Math.-naturwiss. Klasse, 1898 (Bd. CVII, Abt. IIa). T. Okada in der 
Meteorologischen Zeitschrift 1903, S. 380. — 2 C. Chistoni, Sülle cause della 
formazione della rugiada, in den Annali di Meteorologia, I. Teil 1880. — 
3 A. Woeikow in der Meteorologischen Zeitschrift 1894, S. 401. — 4 „Das 
Wetter", 1899, S. 67. — 5 C. Ley, Cloudland, a Study on the Structure and 
Characters of Clouds, London 1894. Internationaler Wolkenatlas, herausgegeben 
von H. Hildebrandsson, A. Riggenabach und L. Teisserenc de Bort, Paris 1896. — 
6 G. Schott, Die Nebel cier Neufundlandsbänke , in den Annalen der Hydro- 
graphie usw. 1897. — 7 L. Teisserenc de Bort, Etüde sur la distribution moyenne 
de la nebulosite ä la surface du globe, in den Annales du Bureau central 
meteorologique de Paris, Bd. IV, 1884. Erster Versuch von Bewölkungskarten 
der ganzen Erde für alle Monate und das Jahr. — 8 P. Elfert, Die Bewöl- 
kung in Mitteleuropa, in Petermann's Mitteilungen 1890. 

Die Verteilung der jährlichen Niederschlagsmengen. 1 

(Siehe Karte XII.) 

Gesetze der Verbreitung der Niederschläge. Kein zweites meteoro- 
logisches Element ist so sehr von örtlichen Verhältnissen abhängig, 
keines wechselt so sehr von Jahr zu Jahr, als die Niederschlags- 
menge, und zwar — zum Unterschiede von der Temperatur — in 
den Tropenländern ebenso wie in der gemäßigten Zone. Zur 
Feststellung verläßlicher Mittelwerte sind daher langjährige Beob- 
achtungsreihen nötig, und wie wenig solche besitzen wir außerhalb 
Europas! Die Vereinigten Staaten, Algier und Kapland, Britisch- 
indien, Java, Japan und einige Teile von Bussisch- Asien und Ost- 
australien — das sind die einzigen außereuropäischen Länder, deren 
Niederschlags Verhältnisse genauer bekannt sind. Für die Vergleich- 
barkeit ist auch die Aufstellung der Meßinstrumente wichtig, nament- 
lich muß Schutz gegen den Wind verlangt werden, da dieser das 
Auffangen des Kegens und noch mehr des Schnees ungünstig be- 
einflußt. 2 Auf dem Meer gibt es feste Stationen natürlich nur auf 
den Inseln, aber die Begenmengen, die hier gemessen werden, bieten 
uns keine zuverlässigen Anhaltspunkte für die der benachbarten 
Wasserflächen. Sie sind auf der Windseite hoher Inseln stets be- 
trächtllich größer als auf dem Meer selbst, und können auf der 
Leeseite wesentlich kleiner sein. Wohl könnten uns Beobachtungen 
auf flachen Inseln, wie auf den Atollen der Südsee, gute Dienste 



154 



Die Lufthülle 



leisten, wenn sie nicht gar so spärlich wären, aber selbst in diesem 
Fall wäre Vorsicht geboten; berichtet doch Hague von der Baker- 
insel, daß die vom erhitzten Land aufsteigende Luft wiederholt den 
herannahenden Regen in zwei Teile spaltete, die nördlich und südlich 
vorüberzogen. Indes läßt sich mit Hilfe meiner Methode doch eine 
ungefähre Vorstellung von der Verteilung der jährlichen Kegenmengen 
(aber vorläufig auch nur dieser!) über dem Atlantischen und Teilen 
des Indischen Ozeans gewinnen. Man hat nur nach den wenigen 
Messungen an Bord die durchschnittliche tägliche Regendichte für 
Gradfelder von größerer oder geringerer Ausdehnung zu bestimmen 
und mit der uns viel genauer bekannten mittleren jährlichen Anzahl 
von Regentagen zu multiplizieren. 

So mangelhaft aber auch das Beobachtungsmaterial ist, einige 
Hauptgesetze sind doch schon jetzt erkennbar. Zunächst die Ab- 
hängigkeit der jährlichen Niederschlagsmengen von der geogra- 
phischen Breite, über die nachstehende Tabellen Ausdruck geben . 

Land nach Land nach Land nach Atlantischer Indische 





Murray 3 


Bezdek: 3 


Fritzsche 3 


Ozean 


Ozean 




mm 


mm 


mm 


mm 


mm 


90—80 ° N 


— 


— 


340 


— 


. — 


80—70 


380 


— 


259 


— 


— 


70—60 


400 


407 


348 


— 


— . 


60—50 


590 


572 


504 


— 


— 


50—40 


610 


677 


508 


2180 


— 


40—30 


590* 


732 


522 


460 


— 


30—20 


730 


705* 


786 


160 


— 


20 — 10 


1020 


1037 


947 


150* 


- 


10- 


2120 


1702 


1716 


3680 


3030 


0—10 S 


2030 


1735 


1812 


1530 


2250 


10—20 


1320 


1325 


1100 


520* 


2750 


20—30 


710* 


987 


638 


780 


450* 


30—40 
40—50 


750 
1130 


747 
745* 


573* 
870 


850 


J 1250 


50-60 


1120 


795 


1021 


— 


— 


60—90 


— 


— 


300 


— 


— 



Für die Parallelkreise haben Bezdek, Pilgkim 3 und v. Keknek 3 
folgende Werte (in mm) berechnet: 



80° 70°I60° 50 ° 40° 30° 20° 10° 



0° 



10° 20° 30° 40° 50° 



Bezdek (Land) . . . 
Pilgrim (Land u. Meer) 
v. Kerner (Land) . . 
v.KERNER(Land u. Meer) 



120 



200 



305 
270 
210 

300 



510 
640 
440 
600 



6351720 745 



10001910 
484 457 



1000 



850 



690* 

510 

500 



665* 
890 
524 
450* 



1410 
1330 
1320 
1500 



1995 
2420 
1933 
2000 



1475 
1520 
1510 



1175 
1170 

787 



800 
650 = 
515 



695* 795 

1250 1420 

506 ; 793 






Die Verteilung der jährlichen Niederschlagsmengen 



155 



Aus allen diesen Tabellen dürfen wir den Schluß ziehen, daß 
das Meer, abgesehen von den Passatzonen, regenreicher ist als 
das Land. Auf dem Meer fehlen zwar die orographischen Hinder- 
nisse, die die Niederschlagsmengen auf dem Land örtlich außer- 
ordentlich erhöhen, aber auch diejenigen, in deren Windschatten 
Trockengebiete entstehen, und die Verdunstung ist jedenfalls inten- 
siver als auf dem Festland unter gleicher Breite. Wir entnehmen 
ferner aus den Tabellen, daß die südliche, überwiegend marine 
Hemisphäre, wenigstens bis 50° Breite, regenreicher ist als 
die nördliche.* 



7/27/t £ 
2500 

2000 


b 


<0 


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8 


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§ 


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1500 
















































































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1000 
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--. 


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Fig. 36. Verteilung des Niederschlages nach der Breite in Amerika ( ), in der 

Westhälfte (- - -) und der Osthälfte der Alten Welt (....) nach F. v. Keenee. 

Die meridionale Verteilung des Regens auf dem gesamten Land 
ersieht man aus Fig. 27, S. 90. Die Kurven der relativen Feuchtig- 
keit, der Bewölkung und der Niederschläge bilden zusammen die 
Gruppe der thermisch-barischen Kurven, in seinem äquatorialen 
Maximum schließt sich der Regen aber mehr der absoluten Feuchtig- 
keit an. Nicht bloß die jährlichen Niederschlagssummen, sondern 
auch die durchschnittliche Intensität des Regenfalles erreicht in der 
Aquatorialzone den höchsten Wert. Sie beträgt nach Wiesner in 
Buitenzorg (Java) 0,3 mm pro Minute, in Brüssel selbst in den reg- 
nerischen Monaten nur 0,oi mm. Hatten aber schon die Unter- 



x Dem widerspricht nicht, daß Bp:zdek für das Land der nördlichen Halb- 
kugel (mit Ausschluß der Zirkumpolargebiete) eine gesamte Eegenmenge von 
90 644 und für das der südlichen eine solche von 39 338 cbkm gefunden hat, 
denn das Übergewicht unserer Halbkugel beruht nur darauf, daß hier viel 
mehr Land ist. Pilgrim berechnete für die Nordhalbkugel 1010 und für die 
tödliche 1230 mm mittlere Niederschlagshöhe. 



156 Die Lufthülle 



suchungen Wiesner's die Legende zerstört, daß der Tropenregen in 
Wasserfäden falle, so wissen wir nun auch durch Figee, daß er 
nach Intensität und Eintrittszeit des Maximums sehr verschieden ist. 
Selbst das, was wir Landregen nennen, ist vielen Tropengegenden 
nicht fremd. Auch sind die intensivsten Platzregen bisher nicht im 
Äquatorialgürtel, sondern in den mittleren Breiten beobachtet worden, 
und die größten täglichen Eegenmengen (800 — 1000 mm) lieferten 
einige asiatische Stationen in der nördlichen Nachbarschaft der 
warmen Zone. 4 Solche von 200 mm und darüber sind auch in den 
Tropen nicht allgemein und kommen anderseits auch in England, 
im südöstlichen Frankreich und in den Südalpen vor und verursachen 
plötzliche Überschwemmungen. 5 

Von dem Äquatorial gürtel nimmt der Eegen auf dem Land 
nach N und S ab und erreicht ein Minimum in denselben Breiten 
wie die relative Feuchtigkeit. Auf dem Meer ist die letztere 
vom Äquator bis gegen die Pole hin nahezu gleich und dürfte un- 
gefähr 80 Prozent betragen, aber trotzdem ist auch hier die äqua- 
toriale Eegenzone von zwei Trockengürteln eingefaßt, von denen 
besonders der nordatlantische auf das schärfste ausgeprägt ist. Die 
Luft kann also sehr feucht sein, ohne daß es zu Nieder- 
schlägen kommt. Es fehlen eben die Kondensationsbedingungen. 
Die herabsinkende Luft in den Gebieten der subtropischen Baro- 
metermaxima löst die Feuchtigkeit auf und hindert die Wolken- 
bildung. Der Passat ist als ein von höheren nach niedereren Breiten 
wehender Wind seiner Natur nach trocken, und vieles spricht 
für die Annahme, daß er auch eine absteigende Tendenz besitzt. x 
Wenn es in den ozeanischen Passatzonen trotzdem manchmal 
regnet, so erklärt sich dies daraus, daß ihre Polargrenzen von 
einem Tag zum andern nicht unbedeutenden Schwankungen unter- 
liegen, daß sich auch ihre Äquatorialgrenzen mit der Sonne 
verschieben, und daß sie gelegentlich von Zyklonen durchquert 
werden. Aber anhaltender Regen kommt nicht vor, sondern 
nur vorübergehende „Passatschauer", wie sie der deutsche Seemann 
nennt. 

In den mittleren Breiten erreicht der Niederschlag ein zweites 
Maximum, in dem der Gegensatz von W^asser und Land am schärfsten 
zum Ausdruck kommt. Auf der Südhalbkugel ist die Lage dieses 

x Bei reinen Ost- und Westwinden äußert sich die Ablenkung durch 
die Erdrotation auch im vertikalen Sinn; sie ist bei Westwinden nach oben, 
bei Ostwinden nach unten gerichtet. Es ist anzunehmen, daß dieses Gesetz 
auch für Luftbewegungen , die nur eine westliche oder östliche Komponente 
besitzen, natürlich in abgeschwächtem Grad, gültig ist. 



Die Verteilung der jährlichen Niederschlagsmengen 157 



ozeanischen Maximums unbekannt, doch dürfte es auch hier das 
terrestrische Maximum übertreffen, obwohl die Landstationen, die 
in diesen Breiten in Betracht kommen, selbst unter der Herrschaft 
des Seeklimas stehen. Für die Beurteilung der Niederschläge in den 
höheren Breiten liefern uns nur Landbeobachtungen Anhaltspunkte, 
es ist aber anzunehmen, daß überall Abnahme gegen die Pole statt- 
findet, daß sich also die Niederschläge ebenso verhalten wie die 
absolute, und umgekehrt wie die relative Feuchtigkeit. Trotzdem 
ist Nansen der Ansicht, daß auch im eigentlichen Polargebiet die 
Kondensation die Verdunstung überwiegt, nur erfolgt sie mehr in 
der Form von Keif, der überall das Eis bedeckt, als in der von 
sichtbaren und meßbaren Niederschlägen. Ähnlich verhält es sich 
ja auch in der Gletscherregion unserer Alpen. Gerland 6 hat dies 
sehr anschaulich erklärt. „Läßt man/' so sagt er, „in einer Retorte 
Wasser sieden, die mit einer anderen, in der ein Stück Eis liegt, 
in Verbindung steht, so strömt aller Wasserdampf durch das Ver- 
bindungsrohr zum Eis hin und schlägt sich als Eis auf dem Eis 
nieder. So ist es im großen auf der Erde: die Eetorte mit dem 
warmen, verdunstenden Wasser ist die Tropengegend, das Uber- 
leitungsrohr die höhere Atmosphäre, das verdichtende Eis haben wir 
am Pol. Auch ohne daß Eegen und Schnee fällt, wird durch 
dasselbe alle Feuchtigkeit, aller Wasserdampf der Atmosphäre ent- 
zogen und in feinen Kristallen auf der Eisfläche niedergeschlagen, 
und da der Luftzufluß ein fortwährender und allseitiger ist, so 
haben wir in ihm das dauernde Ernährungsmittel der Polar- 
übereisung, die am Südpol infolge der größeren Luftfeuchtig- 
keit wohl mächtiger, gleichmäßiger ist als am Nordpol." Möglicher- 
weise trägt, wie schon oben bemerkt wurde, auch die Staubfreiheit 
der polaren Luft dazu bei, Regen und Schnee seltener zu machen. 
Auf dem Meer wird die Verteilung der jährlichen Nieder- 
schläge in erster Linie von dem Gesetz der Breite beherrscht, auf 
dem Land wird aber dieses Gesetz unter dem Einfluß anderer 
mächtigerer Faktoren zum Teil völlig verdeckt. Als Regel, aber 
nicht als ausnahmsloses Gesetz darf es gelten, daß die Nieder- 
schläge von der Küste nach dem Innern abnehmen, und 
man hat daraus den Schluß gezogen, daß auch für das Land die 
Ozeane der tropischen und gemäßigten Zone die Hauptquelle des 
Regens bilden. Doch hat es Woeikow schon vor Jahren für un- 
wahrscheinlich erklärt, daß die reichlichen Niederschläge des Ama- 
zonasgebietes nur vom Meer herstammen, und in jüngster Zeit hat 
Brückner 7 den Anteil, den die Verdunstung der Landgewässer und 
der Vegetationsflächen liefert, ziffermäßig festzustellen versucht. Da 



158 



Die Lufthülle 



sich der Wasserstand des Meeres nicht ändert, so müßte, wenn 
aller Regen anf dem Land von marinem Wasserdampf ernährt 
würde, die Gesamtsumme unserer Niederschläge, soweit sie nicht 
dauernd dem Kreislauf des Wassers entzogen wird, dem Meer wieder 
zurückerstattet werden. Von dieser Summe gelangen durch die 
Flüsse nur 22 Proz. in das Meer, 78 Proz. müßten also durch die 
Atmosphäre zurückgeführt werden, was völlig ausgeschlossen er- 
scheint. 

Feitzsche hat folgende Bilanz des Kreislaufs des Wassers x auf- 
gestellt, deren Zahlen zwar nur rohe Näherungswerte sind, aber 
doch auf Wahrscheinlichkeit Anspruch machen können. 





Flächen 


Mengen 


in Taus, cbkm 


Mittlere Höhe 


in mm 




in MiU. 

qkm 


Verdun- 
stung 

( + ) 


Regen 

(-) 


Unter- 
schied 


Verdun- 
stung 
(+) 


Regen 
(-) 


Unter- 
schied 


Weltmeer . . . 


361 


384,o 


353,4 


+ 30,6 


j 1060 


980 


+ 80 


Landfläehen mit 
















Abfluß . . . 


117 


70,8 


101,4* 


-30,6 


610 


870 


-260 


Abflußlose Ge- 
















biete .... 


32 


10,5 


10,5 





330 


330 





Ganze Erde . . 


510 


465,3 


465,3 





910 


910 






Demnach würde das Land 70 Proz. seines Niederschlages durch 
seine eigene Verdunstung decken und nur 30 Proz. vom Ozean 
beziehen. 

Einen tieferen Einblick in dieses Problem erschließen uns nur 
die Karten der jahreszeitlichen oder der monatlichen Kegenverteilung. 
Im Winter empfangen im großen und ganzen nur die meernahen 
Gegenden reichlichere Niederschläge. Abgesehen von den echten 
Wüsten und den subtropischen Gebieten an den Westseiten der 
Kontinente, dringen die Eegenwellen, allerdings sich immer mehr 
verflachend, immer weiter gegen den Pol vor, je mehr sich die 

x Wenn man von der Voraussetzung ausgeht , daß Niederschlag = Ver- 
dunstung ist, da sonst die Luftfeuchtigkeit stetig zu- oder abnehmen müßte, 
und wenn man den Niederschlag auf dem Meer mit N m und den auf dem Land 
mit Ni und in gleicher Weise die Verdunstung auf dem Meer und dem Land mit V m 
und Vi bezeichnet, so besteht die Gleichung N m + N t = V m -f- V% . Von diesen 
vier Gliedern sind zwei ihrem Wert nach direkt ermittelt worden: Ni = 750 mm 
= 112000 cbkm, und V m = 1060 mm = 384000 cbkm (allerdings ziemlich un- 
sicher!). Aus dem im Text angeführten Grund ist V m = N m + F, worin F 
die Menge des jährlich in das Meer abgeführten Flußwassers bedeutet, und 
wofür man 30 640 cbkm gefunden hat. Aus obiger Gleichung läßt sich nun 
der Wert von N m und dann aus der ersten Gleichung der Wert von V t 
rechnerisch ableiten (vgl. auch W. Meinardus in den Sitzungsberichten der Medi- 
zinisch-naturwissenschaftlichen Gesellschaft zu Münster i. W. vom 18. Dez. 1908). 



Die Verteilung der jährlichen Niederschlagsmengen 



159 



Sonne dem Wendekreis der betreffenden Halbkugel nähert. Im 
Sommer breiten sich die Niederschläge über Binnen- und Küsten- 
land aus, und die Anordnung der Regenstufen entspricht im all- 
gemeinen dem Gesetz der Breite. Mit der Sonne wandern dann 
auch die Regenwellen nach dem Äquator zurück, aber auf jedem 
Parallel ist im Durchschnitt der Herbst feuchter als der Frühling, 
denn im Herbst wirkt noch die Sommerwärme nach, wie im Frühling 
die Winterkälte. Wir wollen diese jahreszeitlichen Gegensätze an 
einem Beispiel im kleinen illustrieren, und wählen zu diesem Zweck 
vier skandinavische Stationen unter ungefähr 63° B.: Kristiansund 
am äußersten atlantischen Rand, Trondhjem im Innern eines Fjordes 
der Westküste, Östersund im Binnenland jenseits der Wasserscheide, 
und Hernösand an der Ostsee: 

Kristiansund Trondhjem Östersund Hernösand 
In mm 



Winter . 


. 286 




251 


73 


101 


Frühling- 


. 207 




179 


74 


89 


Sommer . 


. 216 




194 


174 


177 


Herbst . 


. 348 




281 


111 


194 


Jahr . . 


. 1057 




905 


432 


561 




Kristiansund 


Trondhjem 


Östersund 


Hernösund 






In Prozenten von 


Östersund 




Winter . 


. 392 




344 


100 


138 


Frühling 


. 289 




228 


100 


120 


Sommer 


. 124 




113 


100 


102 


Herbst . 


. . 313 




253 


100 


175 


Jahr . . 


. 245 




209 


100 


130 



Aus diesen Zahlen geht deutlich hervor, daß die Sommer- 
regen anderen Ursprungs sind als die Winterregen, denn 
kämen sie wie die letzteren vom Westen, so wäre nicht einzusehen, 
warum das skandinavische Gebirge im Sommer seine schützende 
Wirkung verlöre. Allerdings mag ein gut Teil Feuchtigkeit auch 
von der Ostsee kommen, denn eine flache barometrische Depression 
bedeckt im Juli das innere Skandinavien und zieht von allen Seiten 
Seewinde in das Land, aber sehr reichlich kann der baltische Zu- 
schuß nicht sein, sonst müßte Hernösand beträchtlich mehr Regen 
haben als Östersund. Die skandiDavischen Sommerregen müssen 
also zum größten Teil durch die im Land selbst erzeugte Feuchtig- 
keit ernährt werden. Im Winter versiegt diese Quelle in den 
mittleren und höheren Breiten nahezu ganz, der Regen kommt dann 
tatsächlich vom Meer und nimmt mit der Entfernung von der 
Küste rasch ab. Je wärmer es wird, desto mehr entwickelt sich 



160 Die Lufthülle 



die Verdunstung der Landflächen, und desto weiter breiten sich die 
Niederschläge auch über Binnengebiete aus, wohin nur wenig Meer- 
feuchtigkeit dringt. In der Tropenzone kann allerdings das ganze 
Jahr hindurch Landfeuchtigkeit produziert werden, aber das genügt 
nicht, es müssen auch günstige Kondensationsbedingungen 
vorhanden sein. Nennen wir diese K und die Feuchtigkeit F, so 
ist der Eegen = FE, und wenn K = ist, so ist auch das Pro- 
dukt = 0. 

Die Bevorzugung der Küsten gegenüber den Binnenlandschaften 
beruht also, wie aus obigem Beispiel hervorgeht, nicht bloß darauf, 
daß es dort reichlicher, sondern auch darauf, daß es dort häufiger 
regnet. Aber nicht alle Küsten sind gleichmäßig begünstigt, 
sondern vor allem diejenigen mit vorherrschenden Seewinden, 
in unseren Breiten also die Westküsten und in den Tropen die 
Ostküsten. 

Ebenso entscheidend wie die Entfernung vom Meer sind die 
orographischen Verhältnisse. Wenn der Boden ansteigt, steigt 
auch die Regenmenge; daher kann sie im bergigen Gelände inner- 
halb kurzer Entfernungen sehr variieren. Ganz beispiellos ist in 
dieser Hinsicht die Umgebung von Honolulu, der Hauptstadt der 
Hawaiigruppe. Wenn man gesagt hat, daß hier fast jede Straße 
eine andere Regenmenge habe, so ist dies durch Hann's Bearbeitung 
der Messungen nahezu bestätigt worden. Das dreijährige Mittel 
1890 — 92 schwankt in der Stadt selbst zwischen 612 mm im 
Kapiolanipark in 3 m Seehöhe, und 982 mm in der 15 m hoch 
gelegenen Nuuanustraße. Im oberen Nuuanutal (76 m hoch) steigt 
es auf 1782 mm, auf der elektrischen Station (123 m) auf 2295, am 
HalfWay House (224 m) auf 2974, in Luakaha (260 m) auf 3652 mm 
— auf eine Entfernung von nur 8 km also auf das Sechsfache des 
Betrages am Strand! Aber die Zunahme erreicht endlich auch eine 
Grenze. In Hindustan liegt nach Hill die Maximalregion des 
Sommerregens in 1270 m Höhe, d.h. dort, wo im Mittel "eine von 
der Ebene aufsteigende Luftmasse den Sättigungspunkt des Wasser- 
dampfes erreicht. Der Mt. Owen Stanley auf Neuguinea, nur 8° 
vom Äquator entfernt, ist bis 2400 m feucht, dann trocken. Auf 
den Hochländern Zentralasiens schlagen die Eingeborenen in der 
schneearmen Region über der Maximalgrenze ihre Winterlager auf; 
Wood fand solche im Pamir in 4880 und Sven Hedin im tibe- 
tanischen Arkatag in 4356 m Höhe. Am Montblanc lag die winter- 
liche Maximalzone 1903-04 in ungefähr 2500 m Höhe, dagegen 
erreicht sie in den bayrischen Alpen nur eine Höhe von 600 bis 
1000 m, steigt aber mit zunehmender Temperatur immer höher. 



Die Verteilung der jährlichen Niederschlagsmengen 161 



Es ist daher einleuchtend, welche wichtige Rolle die Gebirge be- 
sonders in sonst regenarmen Gegenden spielen. Selbst in der Sahara 
vermögen sie noch zeitweise kräftige Flüsse zu entsenden, im regen- 
losen Sommer Südeuropas werden die Gebirge immer noch be- 
netzt, und in der Sandwüste am oberen Hoangho ist der Alaschan 
mit einem Waldgürtel bekleidet. 

Wenn ein Gebirgszug mehr oder weniger senkrecht steht zur 
Richtung der feuchten Luftströmungen, so ist die Windseite regen- 
reicher als die Leeseite, und dieser Kontrast steigert sich mit der 
Höhe des Gebirges. Sein Einfluß reicht auch noch weit über seine 
orographischen Grenzen hinaus, indem es kleineren oder größeren 
Strecken des im Windschatten gelegenen Flachlandes Regen entzieht, 
bis eine abermalige Erhebung des Bodens eine abermalige Steigerung 
der Niederschläge hervorruft. Darauf beruht die Bedeutung so vieler 
Gebirge als Wetter- und Klimascheiden. 

Die warme Zone. Halten wir uns die eben erörterten drei 
Hauptsätze der Abhängigkeit der jährlichen Regenmenge von der 
Breite, von der Verteilung von Wasser und Land und von dem 
Relief des Erdbodens vor Augen, und erinnern wir uns daran, was 
früher über die Verbreitung der Winde gesagt wurde, so wird uns 
die Regenkarte auf Taf. XII sofort verständlich. Wir unterscheiden 
drei Stufen: regenarm unter 250 mm, mäßige Niederschläge 
von 250 bis 1000 mm und regenreich über 1000 min. 

Die äquatoriale Zone gehört fast ihrer ganzen Ausdehnung 
nach der letztgenannten Stufe an, denn hier vereinigt sich höchster 
Feuchtigkeitsgehalt der Luft mit günstigsten Kondensationsbedingungen 
in den beiden Perioden des Zenitstandes der Sonne, so daß wenigstens 
in der unmittelbaren Nähe des Äquators, aber auch noch an der 
Küste von Oberguinea keine Trockenzeit im strengeren Sinn des 
Wortes vorkommt. Namentlich sind es zwei Gebiete, die durch 
ihren Regenreichtum hervortreten: die ostindische Inselwelt und 
der von mächtigen Strömen durchzogene Urwaldgürtel am Amazonas 
und dessen Nebenflüssen. 8 Das äquatoriale Afrika ist entschieden 
trockener, und wir haben keinen Grund anzunehmen, daß uns eine de- 
tailliertere Kenntnis von dem Klima dieses Erdteils, als wie sie jetzt 
besitzen, einst eines anderen belehren würde. Der Gegensatz zwischen 
den hochgelegenen Steppenlandschaften im Osten und dem weiten, 
fluß- und waldreichen Kongobecken darf schon jetzt als erwiesen 
angenommen werden. Aber sicher wird sich mit fortschreitender 
klimatologischer Erforschung auch die Regenkarte der Tropenzone 
bunter gestalten, und viel mehr regenreiche Gebirge (z. B. in Ostafrika 9 ) 
und trockene Windschattengebiete (z.B. in Südamerika) aufweisen. 

Supan, Physische Erdkunde. 5. Aufl. 1 1 



162 Die Lufthülle 



Wenn irgendwo unsere Theorie von der mächtigen Anteilnahme 
der Landfeuchtigkeit an dem kontinentalen Regen durch das Karten- 
bild unmittelbare Bestätigung findet, so ist es im südäquatorialen 
Gürtel Afrikas. Das regenreiche Gebiet des Kongobeckens ist von 
beiden Meeren durch höher gelegene und trotzdem regenärmere 
Striche getrennt. x Vom Atlantischen Ozean kann der Kongoregen 
nicht herstammen, denn hier nimmt der Niederschlag nach der 
Küste rasch ab, aber auch der Indische Ozean liefert nur der 
Ostküste reichlichen Regen, und sein Einfluß erstreckt sich nicht 
weit landeinwärts, denn sonst müßte das Seenhochland feuchter sein 
als das Kongobecken auf der Leeseite des Passates. In Südamerika 
liegen die Verhältnisse ähnlich, das Regengebiet, das die 2000 mm- 
Linie umschließt, erstreckt sich am Amazonas beträchtlich weiter nach 
N und S, als an der Küste. 

In Südafrika, Australien und Amerika ist normalerweise die 
Ostküste regenreicher als die Westküste, im nordäquatorialen Afrika 
findet aber das umgekehrte Verhältnis statt. Die nach NO ver- 
laufende Küste des Somalihorns wird sowohl vom NO- wie vom SW- 
Monsun mehr gestreift als direkt getroffen, und es ist bezeichnend, 
daß Regenmengen von mehr als 1000 mm erst bei Mombas be- 
ginnen, wo die Küste in die südliche Richtung umbiegt. Der Golf 
von Guinea ist infolge meridionaler Lagerung von Wasser und Land 
ein kleines Monsungebiet, der SO-Passat wird in der warmen Zeit 
über den Äquator herübergezogen und in einen SW-Wind ver- 
wandelt, der namentlich den maritimen Abhang des Kamerunberges 
mit gewaltigen Regengüssen überschüttet. Debundja, nur 5 m über 
dem Meer, hat hier einen jährlichen Niederschlag von 10469 mm. 

Im großartigsten Maßstab ist das Monsunphänomen in Indien 
entwickelt. Seine Eigentümlichkeit besteht darin, daß gerade in 
der warmen Jahreszeit, wenn die Verdunstung auf dem Land ihren 
Höhepunkt erreicht, auch Meerfeuchtigkeit durch den Seemonsun 
weit landeinwärts getragen wird. Wir haben also hier an den 
Westküsten, die den SW-Monsun aus erster Hand empfangen, be- 



x Als Beispiel dienen folgende Stationen, die unter ungefähr gleicher 
Breite liegen: 



SB. 

Westküste: Banana 6,o° 

Westliches Randgebirge: S. Salvador 6,3 

Kongobecken: Luluaburg 5,9 

Seenhochland: Tabora 5,i 

Ostküste: Daressalam 6,8 







Jährliche 




See- 


Regensumme 


OL. 


höhe m 


mm 


12,4° 


2 


727 


14,9 


579 


988 


22,8 


620 


1544 


32,8 


1214 


852 


39,2 


— 


1154 



Die Verteilung der jährlichen Niederschlagsmengen 163 

deutende Eegenmengen zu erwarten. Und das ist in der Tat auch 
der Fall. Leider hat Dekan seinen hohen Rand im W, das Innere 
liegt daher im Schatten des regenspendenden Monsuns, und wenn 
dieser nicht kräftig entwickelt ist, leidet es an Dürre und Hungers- 
not. In Hindustan weht der Sommermonsun aus dem bengalischen 
Golf talaufwärts und in gleicher Richtung nehmen die Nieder- 
schläge ab. Im östlichen Bengalen beträgt ihre jährliche Höhe 
überall über 2000 mm; am Südabhang des Khasigebirges liegt in 
1250 m Höhe Cherrapundji, die regenreichste Beobachtungsstation 
der Erde, mit 11627 mm Niederschlag. Im westlichen Bengalen 
schwankt die Niederschlagshöhe zwischen 1000 und 2000 mm, in 
der Ebene am mittleren Ganges und an der Djumna beträgt sie 
durchschnittlich 850 mm, im südlichen Pandjab und am mittleren 
Indus sinkt sie schon unter 200 mm. Im östlichen Asien weht der 
Sommermonsun aus SO, und die Regenmenge nimmt nach W ab. 
Soweit wir über das Klima von China unterrichtet sind, reicht das 
regenreiche Gebiet bis an den Jangtsekiang. 

Der regenarme Gürtel. Für die tropischen Festländer, ab- 
gesehen von dem asiatischen Monsungebiet, bilden ungefähr 20° N 
und S bedeutsame Grenzen. Wir nennen die Zone, die sich von da 
(auch nur ungefähr) bis 32° N und S ausdehnt, den regenarmen 
Gürtel, nicht als ob hier überall Regenarmut herrschte, sondern weil 
sie hier zum ersten Mal als ein Phänomen von regionaler Bedeutung 
auftritt. Regenreichtum bildet hier nicht wie in der warmen Zone 
die Regel, sondern die Ausnahme. ' 

Auf der südlichen Halbkugel fällt diese Zone mit der mittleren 
Lage des subtropischen Hochdruckgürtels zusammen. Hoher Baro- 
meterstand mit absteigender Luft ist unter allen Umständen für die 
Kondensation der ungünstigste Zustand. Im Sommer entwickeln 
sich über den Festländern allerdings flache Zyklonen, die wohl auf 
der Ostseite den Passat verstärken, auf der Westseite aber, wo sich 
die subtropischen Antizyklonen eng an die Küste anschmiegen, keinen 
Einfluß auf die Windrichtung ausüben. Daher reicht hier die Wüste 
bis an das Meer heran — eine eigentümliche Erscheinung: Land- 
striche, die im Angesicht des Ozeans verdursten! Diese Küsten- 
wüsten erstrecken sich in Australien vom Dampierarchipel (21° S) 
bis zur Murchisonmündung (28° S), in Südafrika von 19 bis 29° B., 
in Südamerika sogar vom Äquator bis zum 32. Parallel. Auch die 
regelmäßigen Seewinde vermögen das Schicksal nicht zu wenden; 
sie bringen wohl Feuchtigkeit, die hier tatsächlich sogar noch höher 
ist als in unseren norddeutschen Niederungen, aber sie haben offenbar 
eine absteigende Tendenz und hindern dadurch die Kondensation, 



164 Die Lufthülle 



wenigstens die Kondensation in tropfbarer Form,* denn Nebel ist 
hier eine allgemeine Erscheinung, wenn er sich auch nur auf die 
untersten Luftschichten beschränkt. Unzweifelhaft wirkt hier auch 
das kalte Küstenwasser mit, denn in Australien, wo es fehlt, ist das 
Phänomen der Küstenwüste am schwächsten entwickelt. Die hohen 
Ostränder Australiens und Südafrikas werden von dem aufsteigenden 
Passat getränkt; in Australien ist die Ostmauer geschlossener als 
in Südafrika, und das regenarme Binnengebiet daher ausgedehnter. 
Den schroffsten Gegensatz dazu bildet Südamerika, das nach Osten 
offen liegt; die innerkontinentale Regenarmut beschränkt sich daher 
in diesen Breiten auf das schmale Hochland zwischen den Andes- 
ketten. Indeß muß betont werden, daß auch in Südafrika und in 
Australien die dauernde Regenarmut nicht soweit verbreitet ist als 
diejenige, die in der Jahressumme zum Ausdruck kommt. In der 
Kalahari z. B. sind die Sommerregen genügend, um den strengen 
Wüstencharakter fernzuhalten. 

So einfach und klar, wie auf den südlichen Festländern, ist die 
Regenverteilung auf unserer Halbkugel nicht. Die große Mannig- 
faltigkeit der horizontalen und vertikalen Gliederung schafft hier 
grelle Gegensätze. Die kompakte saharisch-arabische Tafel, im N 
von einem beständig kälteren Meer oder von Land begrenzt, daher 
das ganze Jahr von kondensationsfeindlichen, trockenen polaren 
Luftströmungen überweht, ist die größte zusammenhängende Wüste 
der Erde. Dagegen in der Neuen Welt in denselben Breiten Auflösung 
der Kontinentalmasse, daher im Sommer Zunahme der Temperatur und 
Abnahme des Luftdrucks nach NW und die Möglichkeit feuchter 
Seewinde aus dem Golf; endlich auch ein wechselvolleres Relief. 
Ganz fehlt allerdings auch hier die Regen arm ut nicht; sie beginnt 
an der Westküste in der Gegend von S. Diego und reicht wahr- 
scheinlich nur bis zum Kap S. Eugenio, wo eine scharfe Vegetations- 
grenze einen Klimawechsel anzeigt, erstreckt sich also nur über 
fünf Breitengrade (33 — 28°). Nach innen verbreitet sie sich über 
die Gila- und Mohavewüste, während das regenarme Gebiet im 
der Sierra Nevada trotz seines räumlichen Zusammenhangs mit dem 
subtropischen Trockengebiet schon einer anderen Kategorie angehört. 

Die gemäßigten Zonen. Die Äquatorialgrenze der gemäßigten 
Regenzonen läßt sich nur an den Westküsten genau feststellen; sie 
liegt dort, wo die Küstenwüsten aufhören. Die Niederschläge nehmen 
dann rasch polwärts zu, und von durchschnittlich 40° B. ab ist der 
Vorrang der Westküsten über die Ostküsten überall entschieden. 

x Walfischbai mit 7 und Copiapo (Chile) mit 8 mm sind die regenärmsten 
Stationen, von denen wir Messungen besitzen. 



Die Verteilung der jährlichen Niederschlagsmengen 165 

In ungefähr 60° B. begegnen wir den ersten Anzeichen polarer 
Regenarmut am Ochotskischen Meer und im Innern Nordamerikas. 

Auf der südlichen Halbkugel gelangt die gemäßigte Regen- 
zone nur auf Neuseeland, Tasmanien und in Südamerika zur typischen 
Ausbildung. Sobald wir in das Gebiet der Westwinde gelangen, ver- 
tauschen hier beide Küsten wie mit einem Zauberschlag ihre Rollen; 
besonders auffallend und ohne Seitenstück auf den nördlichen Fest- 
ländern ist die Regenarmut der patagonischen Küste. 

Aach in Nordamerika gestaltet sich die Regenverteilung zu 
einem einfachen und klaren Bild. Der regenreiche Westgürtel ist 
wie in Chile schmal; die westliche Randstellung der Hochgebirge, 
die in der Tropenzone so außerordentlich günstig wirkt, gereicht 
hier zum Nachteil. Man vergleiche damit nur unseren Erdteil mit 
seinem aufgeschlossenen W T estrand, wie weit dringt hier die 500 mm- 
Linie landeinwärts vor! Nur das nördliche Skandinavien mit seinem 
westlichen Steilabfall bietet ein Seitenstück zu Nordamerika. Aber 
dafür hat dieser Kontinent einen anderen, schwer wiegenden Vorzug 
gegenüber Eurasien: ein ausgedehntes regenreiches Gebiet im Osten, 
das er dem tief eindringenden mexicanischen Golf verdankt. In 
Ostasien finden wir Regenhöhen über 1000 mm nur an den Küsten, 
die noch von den Ausläufern des SO-Monsuns berührt werden: an 
den Ostküsten von Korea und Kamtschatka, und vor allem auf den 
japanischen Inseln, die aber auch von W Regen empfangen. Im 
schlanken, bis auf den Westen vorwiegend flachen Nordamerika dringt 
dagegen der Einfluß des Atlantischen Ozeans sehr weit in das Innere ; 
ein größeres regenarmes Windschattengebiet ist nur die Hochfläche 
zwischen dem Felsengebirge und der californischen Sierra Nevada. 
Viel mächtiger entwickelt ist diese Kategorie in Asien: Teile vom 
inneren Kleinasien und die inneren Hochflächen von Iran und 
Zentralasien sind der Jahressumme nach regenarm, dauernd allerdings 
sicher nur das Tarinibecken und das westliche Tibet. Eigenartig 
ist dagegen das regenarme Gebiet von Turan. Nach S und O ist 
es wohl durch hohe Gebirge abgesperrt, nach W und NW liegt es 
aber offen, und außerdem senden die großen Seeflächen selbst viel 
Feuchtigkeit in die Luft. Es müssen hier außer der Entfernung 
vom Meer noch sehr ungünstige Kondensationsbedingungen wirksam 
sein, und es liegt nahe, diese den stetigen nördlichen Luftströmungen 
'zuzuschreiben. So schließen sich auf der Ostfeste regenarme Ge- 
biete von verschiedener Entstehung zu einem, nur von feuchteren 
Gebirgen unterbrochenen Wüsten- und Steppengürtel zusammen, 
der sich durch 135 Längengrade von dem atlantischen Gestade bis 
zu dem oberen Hoangho ausdehnt und auf die Geschicke der Mensch- 



166 



Die Lufthülle 



lieit einen so ungünstigen Einfluß ausgeübt hat. Nichts derartiges 
weist die Westfeste auf, Amerika ist mit viel reichlicheren 
Niederschlägen gesegnet und schon deshalb zu einer noch 
größeren weltgeschichtlichen Bolle berufen, als es bisher gespielt hat. 
Zum Schluß noch ein paar Worte über Europa. 10 Den ein- 
fachen Schlüssel zum Verständnis der Eegenkarte bietet das Gesetz 
der Abnahme der Niederschläge nach Ost, das auch für den ganzen 
Umkreis des Mittelländischen Meers und des Pontus Geltung hat, 
und ebenso zutage tritt, wenn wir den Erdteil als Ganzes betrachten^ 
wie wenn wir die West- und Ostküsten der Inseln und Halbinseln 
oder die West- und Osthänge der Gebirge miteinander vergleichend 
Die Westhälfte gehört im großen und ganzen der zweiten Stufe der 
mäßigen Niederschläge (500 — 750 mm) an. Aber die große Mannig- 
faltigkeit der Geländegestaltung erzeugt ein viel bunteres Bild, als 
es der kleine Maßstab unserer Karte wiederzugeben vermag. Nicht 
bloß die Hochgebirge, auch die höheren Teile der meisten Mittel- 
gebirge sind regenreich. Die größten Mengen finden wir an den 
westlichen Küstengebirgen: in Skandinavien, vor allem an der Küste 
zwischen Stadtland und dem Hardangerfjord (Domsten 1954 mm), 
im westlichen Großbritannien (Glencoe in Schottland 3242 mm, der 
Styehead-Paß in Cumberland 4720 mm), und in der Serra da Estrella 
(3900 mm) trotz ziemlicher Entfernung vom Meer. Durch großen 
K-egenreichtum sind ferner die Alpenländer ausgezeichnet, besonders 
der südliche Abhang (Hermsburg in Kram 3173 mm), aber sie werden 
noch von dem dalmatinischen Gebirge übertroffen, wo sich außer dem 
schon genannten Styehead-Paß die einzige europäische Station mit 
4 m Niederschlag findet (Crkvice 4642 mm). 11 Unter 500 mm sinkt 
die jährliche Regenhöhe allerdings auch in Mitteleuropa hier und da 
in besonders geschützten Lagen, wie z. B. im gebirgsumschlossenen 
Böhmen, auf weite Strecken aber nur in den östlichen Teilen der 
skandinavischen und der pyrenäischen Halbinsel. Jedenfalls ist die 
SO-Küste Spaniens das niederschlagsärmste Gebiet von Westeuropa, 
wo nach Willkomm drei und mehr Jahre ohne einen einzigen an- 



x Ein lehrreich 


es Beispiel bieten die Stationen am 


Arlber 


er; 








Westseite 


Ostseite 




Bludenz 


Klösterle 


Langen 


Stuben 


St. 
Christof 


St. 
Anton 


Lan- 
deck 


Gerade Entfernung 

Arlberg in km 
Seehöhe .... 


von 


30,4 
560 
1191 


10,1 
1062 
1513 


9,0 
1220 
1833 


5,1 

1405 
1849 


1,2 

1790 
1894 


3,8 

1280 
1188 


26,6 
810 


Niederschlag mm . 




608 



Die Verteilung der jährlichen Niederschlagsmengen 167 



haltenden Regen vergehen, die Bewölkung saharisch gering ist, und 
die Dattelpalme ihre Früchte reift. Osteuropa hat natürlich ein- 
fachere Regenverhältnisse. Der weitaus größere Teil hat weniger 
als 500 mm im Jahr. Interessant ist das Vorspringen der 500 mm- 
Linie im mittleren Rußland, das sicher unterbleiben würde, wenn an 
Stelle der Ostsee Land wäre. 

Mittlere Regen Wahrscheinlichkeit. 12 Wir haben bisher nur von 
den jährlichen Regenmengen gesprochen, ohne auf die Regenhäufig- 
keit oder Regenwahrscheinlichkeit x Rücksicht zu nehmen. Da 
Menge und Dauer der Niederschläge aber nicht gleichmäßig wachsen 
und abnehmen, so müssen wir — soweit es das Beobachtungsmaterial 
gestattet — wenigstens einen flüchtigen Blick auf die geographische 
Verteilung der Regenwahrscheinlichkeit werfen. Zu beachten ist 
dabei nur, daß dieser Begriff bisher einer strengen Präzision ent- 
behrt, indem noch immer nicht Übereinstimmung darüber herrscht 
ob auch Tage, an denen nur einige Tropfen fallen, zu den Regen- 
tagen zu rechnen seien. 

Auf den Meeren ist die Anordnung der Dauer und der Menge 
der Niederschläge in den wesentlichen Zügen dieselbe, nur mit dem 
wichtigen Unterschied, daß es in der äquatorialen Kalmenzone zwar 
stärker aber seltener regnet als in den mittleren Breiten. Mit allem 
Vorbehalt, der durch die Dürftigkeit des Beobachtungsmaterials ge- 
boten erscheint, sei die Bemerkung gestattet, daß der Atlantische 

Mittlere Eegenhäufigkeit auf den Ozeanen. 13 

Atlantischer Westpazifiseher Ostpazifischer Indischer 
Ozean Ozean Ozean Ozean 

0,61 — 

0,46 — 
0,43* — — 
0,55 

0,56 — 0,58 

0,32 0,58 

0,50 0,3S 0,50 

0,43* 0,32* 0,46* 

0,57 0,38 



über 40° N 


0,58 


40—30 


0,47 


30—20 


0,34 


20—10 


0,32* 


10— 


0,52 


0—10 


0,48 


10—20 


0,48 


20—30 


0,41* 


30—40 


0,45 


über JO 


0,60 



0,82 



0,62 



Ozean verhältnismäßig am regenärmsten ist, vielleicht aber doch 
noch von dem Ostpazifischen Ozean übertroffen wird. Ein Gegen- 

x Der Quotient aus der Anzahl der Kegentage einer Periode (Monat, 
Jahr usw.) dividiert durch die Gesamtzahl der Tage der betreffenden Periode. 
Ein." Regeuwahrscheinlichkeit von 0,so sagt also, daß von 100 Tagen 50 Regen- 
tage sind. 



168 Die Lufthülle 



satz zwischen den beiden Hälften des Stillen Ozeans tritt auch in 
der Regendichtigkeit zutage. Merkwürdig ist die Zweiteilung des 
äquatorialen Regengürtels durch eine Trockenzone in der westlichen 
Südsee. 

Auf den Kontinenten finden wir den marinen Typus der mit 
der Breite erst ab-, dann zu- und endlich wieder abnehmenden Regen- 
wahrscheinlichkeit nur an den Westseiten vollkommen ausgebildet, 
während an den Ostseiten eine ziemlich gleichmäßige Abnahme 
gegen die Pole stattfindet. Zwischen 40° N und etwa ebensoviel S 
sind eben die regenarmen Küstengebiete nur auf die Westseite 
beschränkt. 

Auch auf dem Festland ist die Äquatorialzone durch eine 
Regenwahrscheinlichkeit von mehr als 0,40, stellenweise von über 0,5o 
ausgezeichnet. Dann folgt in der Alten Welt eine Zone von 0,30 — 0,40 
Regenwahrscheinlichkeit, wozu die oberen Nilgegenden, die Malabar- 
küste, das östliche Hinterindien und Südchina gehören. In Ober- 
guinea, Bengalen und Nippon schwankt die Regenwahrscheinlichkeit 
zwischen 0,20 und 0,30 und sinkt in Senegambien, in Vorderindien 
mit Ausnahme der genannten Teile und des Pandjab und in den 
Ebenen von Peking auf 0,io — 0,20 herab. Im Wüstengebiet beträgt 
sie weniger als 0,io, steigt aber von da wieder in nordwestlicher 
Richtung. Die Zone 0,io — 0,20 umfaßt Syrien, Kleinasien, Meso- 
potamien und Turan; die von 0,20 — 0,30 das mediterrane Europa, 
Südrußland, die Kirgisensteppe und Sibirien; die Zone 0,30 — 0,40 das 
mittlere und südliche Frankreich, den Nordrand der Alpen und 
die Karpathen, ferner Nord- und Zentralrußland; endlich die Zone 
0,40 — 0,5o Britannien, fast ganz Deutschland und Norwegen. 

Eine ähnliche Anordnung finden wir an der schmalen West- 
abdachung Nordamerikas, eine wesentlich andere aber im Osten. 
In Zentralamerika und an der Golfküste von Mexico beträgt die 
Regenwahrscheinlichkeit 0,30 — 0,40, auf dem mexicanischen Tafelland 
und in den Vereinigten Staaten östlich vom Felsengebirge 0,20 — 0,30, 
stellenweise, wie in Virginien, Georgia und Carolina, sogar weniger 
als 0,20. Unter diesem Mittelwerte bleibt sie auch im ganzen ark- 
tischen Gebiet. Auf den Südkontinenten erreicht sie nur in der 
Zone der Äquatorialwinde (Chile and westliches Neuseeland) 0,40 
und mehr, sonst hält sie sich fast überall unter 0,30 und in den 
regenarmen Gegenden unter 0,io. 

Schon aus dieser kurzen Beschreibung ergeben sich zwei wich- 
tige Gesetze: 1. Zwischen ungefähr 35° N und S ist der Regen an 
der Westküste seltener als an der Ostküste, jenseits dieser Grenz- 
parallelen werden aber die Westküsten häufiger von Regen heim- 



Die Verteilung der jährlichen Niederschlagsmengen 169 



gesucht. Die beiden Küsten verhalten sich also in bezug auf die 
Häufigkeit (wie im allgemeinen auch bezüglich der Menge) der 
Niederschläge ebenso zueinander wie im bezug auf die Erwärmung. 
2. Die Regenwahrscheinlichkeit ist im allgemeinen auf dem Meer 
größer als auf dem Festland in gleicher Breite. Ganz besonders 
gilt dies von der ozeanischen Passatzone im Vergleich zu den 
Wüsten. Auch in diesem Punkt nimmt der nordatlantische Ozean 
eine Sonderstellung ein; ebenso ausgedehnt wie die Passatzone, ist 
hier die Regenarmut, und zwar sowohl nach Menge wie nach Dauer — 
gibt es doch auch nirgends eine so ausgedehnte Wüste, wie die ihm 
benachbarte Sahara. Intensiver ist die Regenarmut vielleicht an der 
Westküste des tropischen Südamerika, aber sie reicht hier nicht 
weit in die See hinaus; nach Koppen im Sommer bis 79, im Winter 
nur bis 76° W; ja ausnahmsweise wurde sogar schon in 70 1 / 2 ° W 
Regen notiert. 

Literaturnachweise. * A. Supan, Die Verteilung der Niederschläge 
auf der festen Erdoberfläche; Gotha 1898 (erste Eegenkarten für die Jahres- 
zeiten!); Die jährlichen Niederschlagsmengen auf den Meeren, in Petermann's 
Mitteilungen 1898. A. J. Herbertson, The Distribution of Rainfall over the Land; 
London 1901 (erste Monatskarten der Niederschläge!). — 2 J. Schubert verlangt 
in der Zeitschrift für Forst- und Jagdwesen 1906, S. 728, Reduktion der Mes- 
sungen auf gleichen Windschutz. — 3 Sir John Murray, The Total Annual 
Rainfall on the Land of the Globe,. im Scottish Geographical Magazine 1887. 
Die Berechnung fußt auf der älteren Regenkarte von Loomis, dagegen hat 
J. Bezdek (im Abrege du Bulletin de la Societe hongroise de Geographie 1904, 
S. 94) meine Regenkarte zugrunde gelegt. Desgleichen auch L. Pilgrim (Ver- 
such einer rechnerischen Behandlung des Eiszeitproblems, in den Jahresheften 
des Vereins für vaterländische Naturkunde in Württemberg 1904), R. Fritzsche 
(Niederschlag, Abfluß und Verdunstung auf den Landflächen der Erde, Halle a. S. 
1906), dessen Methode vor der Bezdek's den Vorzug verdient, und F. v. Kerner 
(Revision der zonalen Niederschlagsverteilung, in den Mitteilungen der Wiener 
Geographischen Gesellschaft 1907), der die detailliertesten Zahlen gibt. Die Er- 
gänzung für die ganze Nordhalbkugel gab er in der Meteorologischen Zeit- 
schrift 1910, S. 307. Über Pilgrim's Methode ist nichts bekannt. — 4 A. Woeikow, 
Regenintensität und Regendauer in Batavia, in der Meteorologischen Zeitschrift 
1906. — 5 H. Ziemer, Die größten Regenmengen eines Tags; Petermann's 
Mitteilungen 1881. — 6 G. Gerland, Über Ziele und Erfolge der Polarforschung; 
Straßburg 1897. — 7 E. Brückner, Über die Herkunft des Regens, in den Ver- 
handlungen des VII. Internationalen Geographenkongresses; Berlin 1901. Die 
Bilanz des Kreislaufes des Wassers auf der Erde, in der Geographischen Zeit- 
schrift 1905. — 8 Vgl. die neue Regenkarte von Südamerika, in E. L. Voss, 
Die Niederschlagsverhältnisse von Südamerika, Ergänzungsheft Nr. 157 zu 
Petermann's Mitteilungen, Gotha 1907. — 9 Vgl. die neue Regenkarte von Afrika 
von G. Fraunberger in Petermann's Mitteilungen 1906. — 10 J. Reger, Regen- 
karte von Europa, ebenda 1903. — n K. Kassner, ebenda 1904, S. 281. Meteoro- 
logische Zeitschrift 1910, S. 427. — u W. Koppen, Die jährliche Periode der 
K'uriiwahrscheinlichkeit in der nördlichen Hemisphäre, in der Zeitschrift der 



170 Die Lufthülle 



Österreichischen Gesellschaft für Meteorologie 1876. — 13 Die Tabelle beruht auf 
dem Material, das in den Arbeiten von W. Küppen und A. Sprung (in den 
Annalen der Hydrographie und maritimen Meteorologie 1880, S. 225), Küppen 
(ebendas. 1895, S. 440), A. v. Danckelman (in der Zeitschrift der Gesellschaft 
für Erdkunde in Berlin 1886, S. 316) und von P. Schlee (im Archiv der 
Deutschen Seewarte 1892, Nr. 3) mitgeteilt ist. 

Die jahreszeitliche Verteilung der Niederschläge. 

(Siehe Karte XIII.) 
Winter- und Sommerregen. Neben der mittleren Menge und 
Dauer der Niederschläge ist ihre jahreszeitliche Verteilung, nament- 
lich für das Pflanz enleben, von größter Bedeutung. Da Verdunstung 
und absolute Feuchtigkeit mit der Temperatur steigen, so ist zu 
erwarten, daß das Sommerhalbjahr* regenreicher ist als das Winter- 
halbjahr. In der Tat ist das auch für das Festland die Regel, 
während für die Meere, mit Ausnahme der niederen Breiten, gerade 
das Entgegengesetzte gilt. Zwar wird auch hier im Sommer mehr 
Feuchtigkeit der Luft zugeführt, aber die Kondensationsbedingungen 
sind ungünstiger, weil sich die LuftdruckdifTerenzen mehr ausgleichen 
und der barometrische Gradient verflacht, während Winter und 
Herbst als die Hauptzeit der Zyklonenbildungen Veranlassung zu 
mächtigen aufsteigenden Luftströmen bieten. Winterregen sind 
also der ozeanische, Sommerregen der kontinentale Typus. 
Im Norden gibt es, entsprechend der Anordnung von Wasser und 
Land, zwei Gebiete der Winterregen, das atlantische und das pazi- 
fische, im Süden umschlingt im zirkumterranen Ozean ein Gürtel 
mit Winterregen die ganze Erde und dringt in breiten Zungen weit 
gegen den Äquator vor, am weitesten an der Westküste von Süd- 
amerika, wo er sogar den Äquator erreicht. Nach beiden Seiten 
greift der ozeanische Typus auf das Festland über, aber (mit Aus- 
nahme von Afrika zwischen 9 und 18° N) an den Westküsten, be- 
sonders im Bereich der westlichen Winde, weiter als an den Ost- 
küsten. Es gibt also auf jeder Halbkugel eine Zone, wo die beiden 
Festlandsküsten verschiedenen Kegimes angehören; auch in Japan 
finden wir diesen Gegensatz ausgeprägt. 

Nur an einer Erdstelle hat der ozeanische Typus weite Fest- 
landsräume erobert; er herrscht im ganzen Umkreis des Mittel- 
meeres, auf der Wüstentafel, in Iran und in einem großen Teil 
von Turan. Es ist indes fraglich, ob diese Erscheinung überall ein- 
heitlich begründet, oder ob der räumliche Zusammenhang von Ge- 
bieten, wo verschiedene Ursachen wirksam sind, gleichsam nur 



x Das nordhemisphärische Sommerhalbjahr zählt man von April bis 
September, das südhemisphärische von Oktober bis März. 



Die jahreszeitliche Verteilung der Niederschläge 171 

zufällig ist. Unzweifelhaft sind liier überall die Kondensations- 
bedingungen im Winter günstiger als im Sommer, in dem die polare 
Luftströmung fast ausschließlich herrscht, aber die winterlichen 
Zyklonen, die das Mittelmeergebiet nach durchwandern, reichen 
nicht bis nach Iran, sondern hier befindet sich, wie aus Eliot's 
Untersuchungen hervorgeht, 1 eine zweite Geburtsstätte flacher De- 
pressionen, die auch nach ziehen, Hindustan durchqueren und 
sich bis Burma verfolgen lassen, und die im Hochgebirge von 
Afghanistan und im Himalaya gewaltige Schneemassen entladen. 
Auch kann man nicht sagen, daß hier überall der ozeanische Typus 
ungetrübt herrsche. Dazu gehört auch, daß der Frühling relativ 
trockener ist als der Herbst; und an den Küsten ist dieser Gegensatz 
besonders ausgebildet, weil der Wärmeüberschuß des Meeres über 
das Land im Herbst am größten und im Frühjahr am kleinsten ist. 
Die westlichen Südwinde sind im Herbst daher verhältnismäßig am 
wärmsten und bedürfen zur Kondensation nur eines geringen An- 
stiegs. Dem großen Subtropengebiet der Alten Welt sind zwar 
Winterregen und trockene Sommer gemeinsam, in den übrigen 
Jahreszeiten verhalten sich aber die Küsten- und die Binnenland- 
schaften ganz abweichend voneinander. Die ersteren haben, wie alle 
Küsten mittlerer und höherer Breiten, Herbstregen, die letzteren 
Frühjahrsregen, und wir glauben in diesen ein Äquivalent der Sommer- 
regen höherer Breiten gefunden zu haben. 2 In Vorderasien, im Innern 
der pyrenäischen Halbinsel, von Algerien usw. steigt die Temperatur 
im Frühjahr sehr rasch; die Luft hat noch vom Winter her einige 
Feuchtigkeit bewahrt, und damit ist die Möglichkeit zu Gewitter- 
regen gegeben, wie wir sie in unseren Gegenden meist nur im 
Sommer erleben. Dagegen dörrt die heißeste Jahreszeit dort die 
Luft so aus, daß diese selbst bei aufsteigender Bewegung keinen 
Regen mehr zu erzeugen vermag, und die gleichmäßig wehenden 
Polarwinde führen keine neue Feuchtigkeit zu. 

Noch ist zweier vereinzelter Vorkommnisse von vor- 
herrschenden Winterregen im Gebiet der Sommerniederschläge 
zu gedenken. Eine solche Ausnahme bilden einige Ostküsten der 
Passatzone, auf die wir später noch zu sprechen kommen werden; die 
andere Ausnahme wurde beobachtungsmäßig bisher zwar nur in unseren 
Mittelgebirgslandschaften und in den südlichen Vereinigten Staaten 
nachgewiesen, ist aber sicher eine viel weiter verbreitete Erscheinung. 
Im Winterhalbjahr erfolgt die senkrechte Zunahme der Niederschläge 
rascher als in der Sommerhälfte, die Maximalzone liegt aber, wie 
bereits auf S. 160 erwähnt wurde, tiefer. Ein lehrreiches Beispiel 
bietet das dichte Beobachtungsnetz in Belgien: 



172 




Die Lufthülle 
















In Prozenten 




Niederschlag 


mm. 


Relativzahlen. 




der Jahressumme. 




Winter- Sommer- 




Winter- Sommer- 




Winter- Sommer- 


Höhe m 


hälfte 


Jahr 


hälfte 


Jahr 


hälfte 


unter 100 


332 368 


700 


100 100 


100 


47 53 


100—200 


371 415 


786 


112 112 


112 


47 53 


200—300 


435 449 


884 


131 122 


126 


49 51 


300—400 


455 459 


914 


137 125 


131 


50 50 


400—500 


505 452 


957 


152 123 


137 


53 47 


über 500 


485 525 


1010 


146 140 


144 


48 52 



Hier haben wir zwei Umkehrungsniveaus, in ungefähr 350 und 
450 m Höhe. Orte unter 350 m Seehöhe haben Sommerregen, 
zwischen 350 und 450 m Winterregen, über 450 m wieder Sommer- 
regen. Unsere meisten Mittelgebirge ragen in die Zone der Winter- 
regen hinein, aber nur in West- und Mitteldeutschland, weil nur 
hier auch am Fuß der Gebirge die Sommerregen nicht sehr über- 
wiegen. Im östlichen Deutschland ist der hydrometeorische Unter- 
schied der Jahreshälften schon beträchtlicher, er mildert sich zwar 
auch mit der Höhe, aber das untere Umkehrungsniveau liegt höher 
als die Schneekoppe, der höchste Punkt unseres Mittelgebirgs. 

Die jährliche Niederschlagsschwankung. Wir verstehen darunter 
den Unterschied der größten und kleinsten Monatsmenge, ausgedrückt 
in Prozenten der Jahresmenge. Auf Karte XIII unterscheiden wir 
vier Kategorien: 

1. Niederschläge zu allen Jahreszeiten mit einer Schwan- 
kung unter 10 Prozent. Dieser Ausdruck ist nicht so zu verstehen, 
als ob es jedes Jahr das ganze Jahr hindurch regnen würde, sondern 
es ist damit nur gesagt, daß Maxima und Minima in verschiedenen 
Jahren in verschiedene Jahreszeiten fallen. Die mittlere Schwankung 
ist kleiner als die in den einzelnen Jahren, weil sich in langjährigen 
Monatsmitteln ein Ausgleich vollzieht. Regellosigkeit ist der 
eigentliche Charakter der hierher gehörigen Gegenden. 

2. In den Gebieten mit mäßig-periodischen Nieder- 
schlägen, d.h. mit einer mittleren Schwankung von 10 — 20 Prozent 
sind Maxima und Minima schon fester an bestimmte Jahreszeiten 
gebunden, der Gegensatz von nassen und trockenen Monaten ist 
schon schärfer ausgeprägt, aber es fehlen noch länger andauernde 
Trockenperioden. 

3. Streng-periodische Niederschläge nennen wir solche, 
die eine mittlere Schwankung von 20 Prozent und darüber aufweisen. 
Jahraus jahrein herrscht mit geringen Schwankungen die gleiche 
Periodizität. Maxima und Minima verschieben sich zwar auch von 



Die jahreszeitliche Verteilung der Niederschläge 173 

einem Monat zum andern, aber es kommt (mit seltenen Ausnahmen) 
nicht mehr vor, daß in einem und demselben Monat in dem einen 
Jahre das Minimum, in dem andern das Maximum eintritt. Also 
nicht völlige, aber doch verhältnismäßig größte Kegel- 
mäßigkeit, und damit auch die Ausbildung längerer Trocken- 
und Regenperioden, auf die die Bewohner der Tropenzone, in 
der die gleichmäßige Temperatur den Gegensatz von Winter und 
Sommer verwischt, die klimatische Einteilung des Jahres gründen. 

4. Als vierte Kategorie haben wir die Gebiete mit dauernder 
Regenarmut ausgeschieden, weil es hier praktisch von keinem 
Wert ist, die Periodizität festzustellen. Wir empfehlen einen Ver- 
gleich der dauernd regenarmen Gebiete auf Karte XIII mit den 
nach der Jahressumme als regenarm bezeichneten Landstrichen auf 
Karte XII. Man wird sehen, daß die ersteren eine erheblich geringere 
Fläche einnehmen. Dauernd nennen wir die Regen armut, wenn die 
Niederschläge in keiner Jahreszeit 60 mm erreichen; das hindert 
aber nicht, daß sich hier und da, freilich nach oft jahrelanger 
Regenlosigkeit, schwere Wolkenbrüche ereignen. Nicht bloß in der 
australischen Wüste kommen solche vor, sondern auch in der Sahara, 
und sie erzeugen sogar plötzliche Überschwemmungen, wie z. B. am 
12. April 1899 im Wadi Urirlu, wo innerhalb weniger Sekunden eine 
Fläche von 800 m im Durchmesser mannshoch unter Wasser gesetzt 
wurde, und sechs Mann einer französischen Militärabteilung dabei 
ihr Leben verloren. Im Hoggar erlebte die französische Strafexpe- 
dition im Oktober 1902 mehrtägige Platzregen. Genetisch können 
wir diese dauernd regenarmen Gebiete einteilen 1. in polare, 2. in 
innerkontinentale, 3. in Windschattengebiete und 4. in passatische 
Wüsten mit beständigen Polarwinden. 

Die gemäßigten Zonen. Wenn wir in der Alten Welt vom 
atlantischen Gestade nach Ost fortschreiten, so sehen wir die Nieder- 
schlagsverteilung ganz allmählich aus dem ozeanischen in den kon- 

Prozente der Jahresmenge 





Winter 


Frühling 


Sommer 


Herbst 


Schwankung 


Irland 


. 28 


21* 


24 


27 


5 


Westengland . . . 


28 


19* 


24 


29 


5 


Ostengland .... 


23 


19* 


28 


30 


5 


Nordwestdeutschland 


23 


22* 


31 


24 


5 


Mitteldeutschland . 


20* 


23 


34 


23 


6 


Ostdeutschland . . 


19* 


22 


37 


22 


7 


Westrußland . . . 


16* 


21 


39 


24 


10 


Mittelrußland . . . . 


16* 


22 


37 


25 


10 


Westsibirien . . . 


13* 


13 


42 


32 


14 


Ostsibirien . . . . 


9* 


12 


58 


21 


21 



174 Die Lufthülle 



tinentalen Typus übergehen. In Irland herrscht der erstere noch 
unbedingt. Im westlichen England verschiebt sich das Maximum 
schon auf den Herbst. Im mittleren und östlichen England über- 
trifft der Sommerregen bereits den winterlichen. Im nordwestlichen 
Deutschland ist der Sommer die Hauptregenzeit, aber das Minimum 
fällt noch in den Frühling. In Mitteldeutschland ist der kontinen- 
tale Typus hergestellt, aber noch strömt auch in der kalten Zeit 
genug atlantische Feuchtigkeit in das Land, um eine große 
Schwankung nicht aufkommen zu lassen, und das sommerliche 
Maximum ist selbst in Brandenburg und an der deutschen Ostsee- 
küste nur eine Folge der Gewitterregen. 3 Erst in den östlichsten 
Binnengegenden Deutschlands, in Rußland und in Westsibirien tritt 
die maritime gegen die Landfeuchtigkeit zurück, und die Nieder- 
schläge konzentrieren sich immer mehr auf die warme Jahres- 
hälfte. Ostsibirien ist das ganze Winterhalbjahr hindurch in den 
Gürtel hohen Luftdruckes eingeschlossen und damit allseitig von 
der Zufuhr ozeanischer Feuchtigkeit abgeschnitten. Die pazifischen 
Randländer teilen dasselbe Schicksal, denn die winterliche Boden- 
ständigkeit der ostasiatischen Antizyklone bewirkt eine ebenso große, 
nahezu passatische Konstanz trockener nordwestlicher Landwinde, 
die weit auf das Meer hinaus vordringen, und nur über dem Japa- 
nischen Meer etwas Feuchtigkeit aufnehmen, um sie der vorgelagerten 
Inselkette zuzuführen. Im Sommer herrscht hier aber bis über die 
Amurmündung hinaus der regenbringende SO-Monsum. So entsteht 
ein schärferer Gegensatz zwischen Winter und Sommer als irgend 
wo anders in den höheren Breiten, und eine strenge Periodizität 
der Niederschlagsverteilung, die an die Tropen gemahnt. Man ver- 
gleiche damit Nordamerika. Der ganze Osten hat hier Regen zu 
allen Jahreszeiten, weil die den Kontinent durchziehenden Zyklonen 
auch im Winter Seewinde aus dem Mexicanischen Golf in das Land 
ziehen. Dagegen ist diese Kategorie im W wenig entwickelt, einer- 
seits, weil hier die Cordilleren dem Einfluß der pazifichen West- 
winde bald ein Ziel setzen, anderseits weil die subtropische Anti- 
zyklone im Sommer im nordpazifischen Ozean weiter nach N rückt 
als im nordatlantischen. Der letztere Umstand hat zur Folge, daß 
der Sommer in Britisch-Columbien und Washington relativ trockener 
ist, als in den entsprechenden europäischen Küstenländern. 

Die subtropischen Regengebiete. Wenn wir von Mitteleuropa 
nach Süd fortschreiten, so vollzieht sich ebenfalls ein Übergang in 
der jährlichen Regenverteilung, aber im gerade entgegengesetzten 
Sinn wie bei dem Fortschreiten nach Ost. In Nordtirol haben 
wir noch den normalen mitteleuropäischen Typus. In Südtirol ver- 



Die jahreszeitliche Verteilung der Niederschläge 



175 



schiebt sich das Maximum schon auf den Herbst. In der Po-Ebene 
zeigt sich bereits im Sommer ein sekundäres Minimum, das in 
Mittel- und noch mehr in Süditalien zum Hauptminimum wird; zu- 







Prozente 


der 


Jahresmenge 








Winter 


Frühling 


. Sommer 


Herbst 


Schwankung 


Nordtirol . . 


. 16* 


24 




37 


23 


9 


Südtirol . . 


. 14* 


26 




28 


32 


8 


Po-Ebene . . 


. 20* 


26 




24 


30 


6 


Mittelitalien . 


. 25 


24 




17* 


U 


9 


Süditalien 


. 31 


25 




11* 


33 


11 


Sizilien . . . 


. 39 


22 




3* 


36 


15 


Malta . . . 


. 48 


14 




2* 


36 


22 



50°3T 



Winter 



gleich ist die jährliche Schwankung beträchtlich gestiegen. In 
Sizilien fällt das Maximum in den Winter, und der Sommer ist 
beinahe regenlos; mit anderen Worten: der subtropische Typus 
ist zur völligen Ausbildung gelangt. Gehen wir noch weiter nach 
S, z. B. nach Malta, so sehen wir diesen Typus immer schärfer aus- 
geprägt, und es tritt strenge Periodizität ein. Nicht das winterliche 
Maximum ist charakteristisch, denn das finden wir ja auch in den 
höheren ozeanischen Breiten, sondern das tiefe sommerliche 
Minimum, das sich bis zur völligen Regenlosigkeit steigert. 

Diese völlige Umkehr der kontinentalen 
Begenkurve beruht auf den jahreszeitlichen 
Verschiebungen des Passates und muß im 
Zusammenhang mit den tropischen Verhältnis- 
sen betrachtet werden. Dazu eignet sich am 
besten die atlantische Ostküste, weil nur hier 
alle Glieder deutlich ausgebildet sind. Wie 
Fig. 37 zeigt, wandert das ganze Passat- 
system mit der Sonne und damit auch das 
kalte Küstenwasser auf der Luvseite der 
NO- und SO -Winde, das die Temperatur 
des Seewindes erniedrigt. Im Bereich der 
subtropischen Antizyklonen und des strengen 
Passats herrscht Trockenheit 
der tropischen Luftauflockerung und der 

westlichen Winde regnet es. Auf diese Weise Pfeile zeigen die Richtun 
entsteht eine regelmäßige Folge: der winde - 

I. Nördlich von 40° N dauernd Eegen. 
II. 40— 27 °N regenarm im Sommer (subtropische Regen). 

III. 27 — 19° N dauernd regenarm. 

IV. 19— 7° N regenarm im Winter (tropische Regen). 
V. 7 — 1°'X dauernd Regen (Äquatorialgürtel). 



70 S 



20 a 



30 




Sommer M^uiter 



Fig. 37. Regenzonen (dunkel) 
im Bereich un d regenlose Zonen (hell) 
an der atlantischen Ostküste 
im Winter und Sommer. Die 



176 



Die Lufthülle 



VI. 1° N — 17° S regenarm im Winter (tropische Regen). 
VII. 17 — 30° S dauernd regenarm. 

VIII. Über 30° S regenarm im Sommer (subtropische Regen). 
(IX. dauernd Regen nur auf dem Ozean, da die afrikanische Westküste in 
diese Zone nicht mehr hineinreicht). 

Subtropische Regen herrschen auch in Californien, in Nordchile 
und in Westaustralien, also stets nur an den Westküsten, während 
die Ostküsten gerade durch den Passat Niederschläge empfangen. 
Überall sind sie, ebenso wie die sich daran anschließenden pas- 
satischen Wüsten, eine litorale Erscheinung, nur in der Alten Welt 
sind beide zonenartig entwickelt. Subtropisch ist hier die Regen- 
verteilung im ganzen Umkreis des Mittelmeers und in ganz Vorder- 
asienj, vielleicht nur mit Ausnahme des Gebirges von Jemen. Wir 
haben uns über dieses auffallende und noch immer nicht ganz auf- 
geklärte Phänomen schon an einer früheren Stelle (S. 170) aus- 
gesprochen. 

Tropenzone. Ombrometrisch ist nach dem Gesagten eine scharfe 




I. Tropischer Grenz- 
typus (Antananarivo, 
Madagaskar, 18,9° S). 



10 II. Äquatorialtypus 
(Quito, Ecuador,0,9°S). 



III. Monsuntypus (Wa- 
haai an der Nordküste 
von Ceram, Molukken. 

2,8° S). 



15 IV. Passattypus (Ama- 
hei an der Südküste 



von Ceram, 3,3° S). 



Fig. 38. Regentypen der Tropenzone. 
- Regenkurve (Prozente der Jahresmenge) 
Jährlicher Gang der Sonnenhöhe nach dem 
Stand in den Monatsmitten. 



Abgrenzung der Tropenzone nur an den Westseiten der Kontinente 
möglich. Tropenregen sind diejenigen, die bei dem Zenitstand 



Die jahreszeitliche Verteilung der Niederschläge 177 

der Sonne eintreten. In der Nähe der Wendekreise (s. Fig. 38) er- 
reicht die Sonne allerdings auch zweimal, aber rasch hintereinander 
ihren höchsten Stand, und die beiden Regenzeiten verschmelzen in- 
folgedessen zu einer einzigen. So ensteht eine einfache Regenkurve mit 
strenger Periodizität, entsprechend der großen Schwankung der Sonnen- 
höhe ; mit ihrem regnerischen Sommer und regenlosen Winter bildet der 
tropische Grenztypus den geraden Gegensatz zum subtropischen. 

Je mehr wir uns dem Äquator nähern, um so mehr treten die 
beiden Zenitstände der Sonne auseinander, es entwickelt sich eine 
Doppelkurve mit zwei Regen- und zwei Trockenzeiten, x und der 
Grenztypus geht allmählich in den Äquatorialtypus über. Aus 
Fig. 38 ist ersichtlich, daß die Regenmaxima den Zenitständen 
etwas nachfolgen, und daß sie, ebenso wie die Minima, ungleich 
entwickelt sind. Auch kann man hier nur von relativen Trocken- 
zeiten sprechen, da auch sie nicht völlig regenlos sind. Die jährliche 
Niederschlagsschwankung sinkt im Aquatorialgürtel fast überall 
unter 20, am oberen Amazonas und im westlichen malaiischen 
Archipel sogar unter 10 Prozent. Wir haben also hier, wo die Luft 
das ganze Jahr mit Feuchtigkeit geschwängert ist, und kein Passat 
zeitweise die Kondensation hindert, ebenso Regen zu allen Jahres- 
zeiten, wie im ozeanisch modifizierten Klima der höheren Breiten, mit 
denselben Unregelmäßigkeiten in dem Auftreten derMaxima undMinima. 

Eine andere jahreszeitliche Regenverteilung finden wir in den 
Ländern mit semesterweisem Windwechsel. Der Monsuntypus 
unterscheidet sich vom Tropentypus dadurch, daß nur ein Zenit- 



x Als Beispiel diene Loanda an der Westküste Afrikas unter 8° 49' 
s. B., wo mehrjährige Beobachtungen vorliegen. Die Sonne steht hier am 
26. Februar und 17. Oktober im Zenit; dem ersteren Stand entspricht die 
kleine, dem letzteren die große Regenzeit. 

Beginn der 

großen 

Trockenzeit 

6. Mai 

29. April 

10. April 

23. Mai 

5. Mai 

Die mittlere Dauer der vier Perioden berechnet sich folgendermaßen: Große 
Trockenzeit 164, große Regenzeit 107, kleine Trockenzeit 35, kleine Regenzeit 
59 Tage. Man beachte besonders die große Unregelmäßigkeit im Beginn der 
Hauptregenzeit, den zeitweiligen Wechsel beider Regenzeiten (1881 dauerte die 
„große" Regenzeit nur 25 Tage, die darauf folgende „kleine" aber 104) und das 
vollständige Fehlen der kleinen Perioden im Jahre 1882 — 83. Das alles zeigt 
deutlich, welchen Schwankungen der Tropenregen unterworfen ist. 

Supan, Physische Erdkunde. 5. Aufl. 12 





Beginn der 




kleinen 


Jahr 


Regenzeit 


1879 


? 


1880 


18. Febr. 


1881 


5. Febr. 


1882 


8. Febr. 


1883 


— 



beginn der 


Beginn der 


großen 


kleinen 


Regenzeit 


Trockenzeit 


5. Okt. 


21. Dez. 


4. Sept. 


29. Dez. 


2. Dez. 


27. Dez. 


8. Okt. 


— 


29. Nov. 


? 



178 Die Lufthülle 



stand der Sonne von Niederschlägen begleitet ist. Hier entsteht 
ebenfalls eine einfache Kurve wie im tropischen Grenztypus, und 
daher können beide Typen nur in der Nähe des Äquators streng 
auseinander gehalten werden. Das größte Monsungebiet ist das 
asiatische, das sich von Indien bis über die Amurmündung hinaus 
erstreckt; im indischen Bereich ist SW mit seinen Abzweigungen, 
im pazifischen SO der Regenwind, der ozeanische Feuchtigkeit tief 
in das Land hineinträgt. Daher die gewaltigen Wassermassen, die 
hier überall niedergehen, wo der Sommermonsun auf eine Boden- 
erhebung stößt, und zwar — was besonders beachtenswert ist — trotz 
strenger Periodizität, während sonst in der Regel die jährliche Nieder- 
schlagsmenge im umgekehrten Verhältnis zur Schwankung steht. 

Im Gebiet des Australmonsuns lernen wir eine Mischform von 
Monsun- und Tropentypus kennen. Batavia z. B. hat noch reine 
Monsunregen, das benachbarte Buitenzorg aber zwei Maxima: ein 
Monsunmaximum im Januar, das zwei Monate vor dem ersten Zenit- 
stand der Sonne eintritt, und ein Tropenmaximum im Oktober zur 
Zeit des zweiten Zenitstandes. Für Fig. 38 sind die Monsunregen 
an der Nordküste von Ceram gewählt worden, um zu zeigen, wie in 
den Tropen die Extreme oft nahe beieinander liegen. Der Nordküste 
bringt der NW-Monsun, der Südküste der SO-Monsun, d. h. der 
Passat, Regen; ihre Regen- und Trockenzeiten fallen somit in die ent- 
gegengesetzten Jahreszeiten. Der Pas sattypus mit dem Maximum zur 
Zeit des tiefsten Sonnenstandes ist der gerade Gegensatz des Tropen- 
typus; er ist zwar dem subtropischen ähnlich, unterscheidet sich 
aber dadurch von ihm, daß auch der Sommer nicht regenlos ist. 
Die warme Jahreszeit bringt, wie überall in den Tropen, zyklonale 
und konvektive Regen, der Winter aber orographische. Während 
Tropen- und Monsuntypus über weite Gebiete herrschen, tritt der 
Passattypus nur an den Ostküsten auf, aber auch hier selten rein, 
sondern in mannigfache Mischung mit dem Tropentypus. In Sansibar 
z. B. erreicht die Sonne ihren höchsten Stand im März und Oktober, 
ihren tiefsten im Juni und Dezember; das Hauptregenmaximum im 
April ist echt tropisch, das sekundäre im Dezember aber passatisch. 
Überall wird durch die passatischen Steigungsregen die Periodizität 
gemildert, und nur dem Umstand, daß Südamerika dem Passat 
offen liegt, ist es zuzuschreiben, daß hier, mit Ausnahme einiger 
weit entlegener oder vom Wind geschützter Gegenden, der Gegensatz 
von Regen- und Trockenzeit nicht so schroff ist wie in Afrika und 
in Australien. 

Aus dem Gesagten geht hervor, daß die Regenverhältnisse der 
Tropen viel mannigfaltiger sind als die der gemäßigten Zone, wo 



Die jahreszeitliche Verteilung der Niederschläge 179 

mehr die Temperaturunterschiede in den Vordergrund treten. Ein- 
förmigkeit herrscht nur in der Polarwelt. 

Schwankungen des Regenfalls. Die Regenschwankungen von 
Jahr zu Jahr besitzen selbstverständlich nicht bloß theoretisches 
Interesse, sondern auch größte wirtschaftliche Bedeutung. Das 
Wenige, was wir darüber wissen, verdanken wir Hellmann. 4 Unter 
sonst gleichen Umständen stehen sie im geraden Verhältnis zur 
Periodizität des Regenfalls und im umgekehrten zur durchschnitt- 
lichen jährlichen Regenmenge. Tropen- und Subtropengebiete sind 
also auch besonders großen Niederschlagsschwankungen von Jahr zu 
Jahr unterworfen. Wir betonen aber nochmals: unter sonst gleichen 
Umständen, denn an der Luvseite der Regenwinde sind die Schwan- 
kungen überall sehr mäßig. 

Gewitter. Aus der geographischen Verteilung 5 und jährlichen 
Periode der Gewitter kann man den Schluß ziehen, daß sie Begleit- 
erscheinungen des Kondensationsprozesses des Wasserdampfes sind. 
Wie die Regenmenge, nehmen auch sie mit der Breite ab. Nirgends 
tritt dieses Phänomen, das in seiner schauerlichen Schönheit auf den 
Menschengeist stets einen tiefen Eindruck gemacht hat, häufiger und 
großartiger auf als in den Tropen. In Abessinien gibt es jährlich 
im Mittel 424 Gewitter, die sich auf 216 Tage verteilen. Auf den 
Hochebenen von Mexico, Bogota und Quito ist durchschnittlich jeder 
dritte Tag ein Gewittertag. Auch die tropischen Meere sind gewitter- 
reich, jedoch mit Ausnahme der regenarmen Passatgürtel 6 . In der 
gemäßigten Zone erscheint — soweit man jetzt die Sachlage zu 
überblicken vermag — das kontinentale Klima vor dem ozeanischen 
durch größere Gewitterhäufigkeit ausgezeichnet zu sein. Auf dem 
Meer sind die Gewitter nach der allgemeinen Ansicht des Seefahrers 
an die warmen Meeresströmungen gebunden. Landeinwärts nehmen 
sie zu, aber in so unregelmäßiger Weise, daß sich daraus noch 
keine allgemeinen Gesetze ableiten lassen. Man kann nicht einmal 
sagen, daß sie in den Gebirgen stets häufiger seien als in den 
Ebenen, oder in trockenen Gegenden stets seltener als in feuchten. 
Es sind hier Faktoren mit im Spiel, über die man nur Vermutungen auf- 
stellen kann, wie z. B. die BodenbeschafTenheit. Wüsten und polare 
Gegenden scheinen verhältnismäßig am seltensten von Gewittern 
heimgesucht zu werden, aber ganz frei davon sind auch sie nicht. 

Auf dem Meer der mittleren und höheren Breiten wiegen die 
Winter-, auf dem Festland die Sommergewitter vor. Doch zeigt 
sich eine solche Übereinstimmung mit der jährlichen Niederschlags- 
periode nicht in jedem einzelnen Fall. Madrid und Biskra mit 
regenarmen Sommern haben doch in dieser Jahreszeit am meisten 

12* 



180 Die Lufthülle 



Gewitter, und dasselbe gilt von Schottland, trotzdem auch hier das 
Maximum der Niederschläge in die kälteste Jahreszeit fällt. Ander- 
seits nehmen die Wintergewitter entschieden ab, je weiter wir uns 
vom atlantischen Gestade in das Gebiet der Sommerregen begeben, 
und in Osteuropa und Sibirien sind sie bereits ganz verschwunden. 

Die Unterscheidung von Wärme- und Wirbelgewittern, wie 
sie Mohn aufgestellt hat, muß auch jetzt noch aufrecht erhalten 
werden, 7 wenn auch bei jenen auf sehr detailliert gezeichneten 
Wetterkarten manchmal eine örtlich beschränkte zyklonale An- 
ordnung der Isobaren hervortritt. Die Wärmegewitter sind Folge- 
erscheinungen des labilen Gleichgewichtszustandes der Luft; ihnen 
gehört die überwiegende Mehrzahl der Sommergewitter des Fest- 
landes an, die weitaus am häufigsten in den Nachmittagsstunden 
eintreten und sich in der Regel nicht weit über ihren Ursprungsort 
verbreiten. Dagegen sind alle Wintergewitter und überhaupt alle 
elektrischen Phänomene in den außertropischen Teilen des Ozeans 
Begleiter der großen Zyklonen, mit denen sie wandern, und durch 
die sie oft zu einer weiten Verbreitung gelangen. 

Hagel. Nur kurz sei der Verteilung des Hagels gedacht, da 
er wegen seiner verderblichen Wirkungen auch geographisches 
Interesse bietet. Freilich ist seine Statistik ziemlich mangelhaft, 
und überdies werden nur von wenigen Beobachtern Hagel (Eiskörner) 
und Graupen (kleine Schneeballen) auseinander gehalten, was freilich 
auch schwer möglich ist, da beide Formen vielfach ineinander über- 
gehen. So ist es noch nicht einmal mit Sicherheit festgestellt, ob 
die mittleren Breiten die eigentliche Heimat dieses Phänomens sind, 
denn auch in den Tropen ist es nicht selten. Humboldt's Ansicht, 
daß der Hagel hier nur in größerer Höhe vorkomme, da in den 
tieferen Niveaus die Eiskörner von der Hitze rasch aufgezehrt 
werden, hat wohl für das äquatoriale Südamerika Gültigkeit, aber 
weder für die Küstenebene von Guatemala, noch für die tiefer ge- 
legenen Flußtäler der brasilianischen Provinz Minas Geräes, noch 
endlich für Java und den Sudan (die heißeste Gegend der Erde), 
oder für das innere Australien im Sommer. 

Als die Hauptbedingung der Hagelbildung erscheint eine größere 
Menge von Wasserdampf. Daher schließt sich die jährliche Periode 
des Hagels eng an die des Regens an, enger sogar als die der 
Gewitter. Daher nimmt auch in Europa der Hagel- und Graupen- 
fall mit dem Regen von West nach Ost ab, aber die Zahl der reinen 
Hagelfälle steigt in derselben Richtung. Selten ist dieses Phänomen 
in den polaren Gegenden und in den Wüsten. Lokale Einflüsse sind 
ganz besonders maßgebend, daher in jeder Gegend neben den Hagel- 



Verbreitung des Schnees 181 

strichen Land liegt, das nur selten unter dieser Heimsuchung zu 
leiden hat. Das Beobachtungsmaterial genügt noch nicht zur Fest- 
stellung allgemein gültiger Gesetze, doch läßt es sich jetzt schon 
aussprechen, daß es im Gebirge häufiger hagelt als in der Ebene, 
und im Mittelgebirge häufiger als im Hochgebirge. Vom Kaukasus 
(vielleicht der hagelreichsten Gegend der Erde) sagt Abich, daß alle 
zum Gebirge herbeiziehenden Ungewitter den Charakter verheerender 
Hagelstürme erst dort annehmen, wo die weiten Täler in die Ebene 
münden, und von da ab gerne der Zone der niedrigen Vorberge 
folgen. Ahnlich ist es auch in den Alpen. In der Schweiz wird 
die Hochebene und der Jura am meisten durch Hagelfälle geplagt, 
in Kärnten das niedrige Bergland der Osthälfte, und ebenso in 
Steiermark das Hügelland gegen die ungarische Grenze hin. 

Literaturnachweise. * J. Eliot, An Account of the more important 
Cold Weather Storms in India 1876 — 91, in Indian Meteorological Memoirs, 
Bd. IV, Calcutta 1893. — 2 A. Supan, Die jahreszeitliche Verteilung der Nieder- 
schläge in Europa, Westasien und Nordafrika; in Petermann's Mitteilungen 
1890. — 3 G. Schwalbe, Über Niederschlagstypen, in der Meteorologischen Zeit- 
schrift 1907. — 4 G. Hellmann, Untersuchungen über die Schwankungen der 
Niederschläge, in den Abhandlungen des Meteor. Inst, in Berlin 1909. — 
5 A. Klosso wsky, Distribution annuelle des orages a la surface du globe ter- 
restre, Odessa 1894, mit der ersten Karte der Verteilung der Gewitter auf 
der Erde, die aber wegen des mangelhaften Materials noch sehr unvollkommen 
ist. Für die Vereinigten Staaten s. die Karte in A. J. Henry, zit. S. 129, Aum. 7, 
für Europa mit Ausschluß der Mittelmeerländer s. E. Alt in Petermann's Mit- 
teilungen 1910, S. 5 und Taf. 1. Alle diese Karten berücksichtigen nur die 
Häufigkeit, nicht die Intensität der Gewitter. — 6 A. v. Danckelman, Kegen, Hagel 
und Gewitter im Indischen Ozean, im Archiv der Deutschen Seewarte 1880. — 
7 W. v. Bezold in der Meteorologischen Zeitschrift 1895, S. 121. 

Verbreitung des Schnees. 

Verbreitung. 1 Unsere Gegenden gehören der Zone der ge- 
mischten Niederschläge an: in der kälteren Jahreszeit schneit 
es, in der wärmeren regnet es. Schon im mittleren Italien sind 
Schneefälle in den Niederungen selten, aber immerhin hat noch 
Rom durchschnittlich 1,4 Schneetage im Jahr. Jenseits des Atlas- 
gebirges und des Nefud, wo Nolde am 2. Februar 1893 einen starken 
Schneefall erlebte, ist der Schnee in der Ebene unbekannt, an der 
Ostseite der Alten Welt aber rückt seine Äquatorialgrenze, den 
Winterisothermen folgend, weiter nach Süden, bis über Canton 
hinaus (23° B.), und eine ähnliche Anordnung wiederholt sich auch 
in Nordamerika. 

Begeben wir uns nach Norden, so wird die feste Niederschlags- 
form in der Ebene immer häufiger. Mit Ausnahme von Norwegen 



182 Die Lufthülle 



dürfte sich die Grenze der sommerlichen Schneefälle in der Nähe 
des Polarkreises halten; schon anf Boothia Felix unter 70° B. be- 
tragen sie von Juni bis August 40 Proz. der Niederschläge, und auf 
ähnliche Verhältnisse deuten die Beobachtungen Nordenskiöld's in 
der Nähe der Beringstraße. Auf der Südhemisphäre scheint die 
Grenze des Sommerschnees schon in der Nähe des 50. Parallels zu 
liegen. Aber überall, soweit man auf den Polarkalotten vorgedrungen 
ist, regnet es auch in den warmen Monaten, und es ist ganz ungewiß, 
ob eine Zone des festen Niederschlags überhaupt existiert. 2 

Wie in horizontaler, so verändert sich auch in vertikaler Rich- 
tung mit der abnehmenden Temperatur die Form der Niederschläge. 
Im Gebirge fällt Schnee auch innerhalb der Äquatorialgrenzen seines 
Vorkommens in der Ebene, sogar in der Sahara, z. B. auf den über 
1500 m hohen Gipfeln des Asdjer in jedem Winter, und hier und 
da auch in dem noch südlicher gelegenen Hoggar. Während in 
unseren Gegenden die steigende Sonne den winterlichen Schnee in 
der Ebene und in den unteren Gebirgsregionen aufzehrt, bleibt er 
in den höheren Partien das ganze Jahr liegen und wird noch 
durch gelegentliche sommerliche Schneefälle vermehrt. Über die 
Veränderungen, die die Schneedecke eines Gebirges im Laufe eines 
Jahres erleidet, haben wir langjährige Beobachtungen nur vom Säntis 
in der Schweiz, vom Inntal bei Innsbruck, von der Sonnblick- 
gruppe in den Hohen Tauern und vom Hohen Priel in den ober- 
österreichischen Kalkalpen. 3 Die letzteren sind insofern wichtiger, 
als sie sich sowohl über die Nord- wie Südgehänge ausdehnen, doch 
berücksichtigen die Tiroler nur die steilen Böschungen, wo der Schnee 
leichter schmilzt als in den Mulden des Hochgebirges. Im Winter 
sind alle Talgründe mit Schnee bedeckt, dann zieht sich seine untere 
Grenze bis zum Spätsommer in immer größere Höhen zurück, um 
im Herbst sich rasch wieder zu Tal zu senken. x 



x Temporäre 


Schneegrenze in den Ostalpen: 












März 


April 


Mai Juni Juli 
Inntal 


Aug. 


Sept. 


Okt. 


Nov. 


Südabhang . . . 


960 


1270 


1700 2190 2680 


3130 


3210 


2150 


1300 m 


Nordabhang . . 


720 


1110 


1540 2030 2470 


2930 


2760 


1890 


1010 m 


Unterschied . . . 


240 


160 


160 160 210 


200 


450 


260 


290 m 






Sonnblick- Gruppe 










Südabhang . . . 


— 


1600 


2300 2650 2700 


— 


2650 


2450 


1400 m 


Nordabhang und 
















Nordexposition 
















des Südabhanges 


— 


1500 


1800 2150 2450 


2700 


2300 


1950 


1250 m 


Unterschied . . . 


— 


100 


500 500 250 


— 


350 


500 


150 m 



Aus den Messungen am Säntis ist besonders der Einfluß des Föhns im 
November interessant: Oktober 1620, November 1340, Dezember 660 m. 






Verbreitung des Schnees 



183 



Im heißesten Monat (Juli) kommen Schneefälle in der Schweiz 
nur oberhalb 1000 m vor, aber auch in der oberen Region regnet 
es noch ziemlich häufig. Die meteorologische Station auf dem Sonn- 
blickgipfel in den Tauern (3100 m Höhe) verzeichnete im Durchschnitt 
der Jahre 1886 — 1906 in den Monaten Juni bis Oktober 126 mm 
Regen, d.h. 6 Proz. der gesamten Niederschlagsmenge (1800mm). 
Es ist also auch zweifelhaft, ob irgend ein Gebirge in die Region 
beständig fester Niederschläge hineinragt; nur für das grönländische 
Inlandeis über 800 m Seehöhe nimmt es v. Deygalski an. 




Fig. 39. Firnfeld des Gurgler Gletschers. 



Die Schneegrenze. 4 Der pulverig trockene Schnee, der in den 
höchsten Regionen unserer Alpen fällt, bleibt auf den steilen Graten 
und Abhängen nicht lange haften. Das Spiel der Winde und die 
eigene Schwere führen ihn jenen großen Mulden und kesseiförmigen 
Vertiefungen zu, mit denen die Täler nach oben enden, und häufen 
ihn hier, zusammen mit dem an Ort und Stelle gefallenen Schnee, 
zu gewaltigen Massen an, die an den sanfteren Böschungen des um- 
gebenden Höhenkranzes stellenweise bis an den Kamm hinaufziehen, 
jedoch so, daß aus der weißen Fläche noch immer schneefreie Felsen- 
inseln aufragen (Fig. 39). Der Hochschnee nimmt hier unter dem 
Einfluß wechselnden Auftauens an Sommertagen und nächtlichen 
^'iedergefrierens eine graupenförmig-körnige Beschaffenheit an, er 
wird zum Firn. Nach unten geht dieser durch den Druck seiner 
eigenen Masse in Eis über; die Schneedecke, die darüber lagert, 



184 Die Lufthülle 



wird talabwärts immer dünner und endet an jener Linie, wo die 
Sommerwärme hoch genug ist, um die Schneemenge des vorigen 
Winters und gelegentlichen Neuschnee aufzuzehren. Diese Linie ist 
die Schnee- oder Firnlinie; beide Begriffe können in unseren Hoch- 
gebirgen tatsächlich als identisch betrachtet werden, denn die 
Schneegrenze wird immer an den Firnfeldern gemessen. Oberhalb 
derselben herrscht Anhäufung, unterhalb Abschmelzung vor. x 

Firnfeld reiht sich an Firnfeld; es ist selten eine auf weite 
Strecken zusammenhängende Schneedecke, aber es sieht, von ferne 
betrachtet, fast so aus. Wir können die einzelnen Firnlinien über 
die trennenden Kämme hinweg zu einer einzigen Linie verbinden, 
die dem Gebirge entlang laufend, im Sommer das vorwiegend schnee- 
bedeckte von dem vorwiegend schneefreien Land trennt. Das ist 
die klimatische Schneelinie. 

Aber diese Linie fällt nicht mit einer bestimmten Isohypse zu- 
sammen, denn die Bedingungen zu dauernder Schneeanhäufung sind 
nicht überall gleich. Die Höhe der Grenze hängt allerdings zu- 
nächst von zwei klimatischen Faktoren ab: von der Sommerwärme 
und von der Niederschlagsmenge; aber selbst wenn innerhalb eines 
Gebirges von beschränkter Ausdehnung diese beiden Faktoren nicht 
erheblich variieren, schwankt doch die Schneegrenze infolge orogra- 
phischer Verschiedenheiten, die in der Lage und im Bau der Firn- 
mulden begründet sind. Maßgebend ist vor allem die Lage an der 
Sonnen- oder Schattenseite eines Gebirges, der Neigungswinkel und 
die Lage gegenüber der herrschenden Windrichtung. Am Finster- 
aarhorn-Massiv z. B. hat die Schneegrenze an der 

Nordabdachung eine Seehöhe von 2850 m 
Ostabdachung „ „ „ 2860 

Südabdachung „ „ „ 3010 



Westabdachung „ „ „ 2900 



x 



Machacek 3 hat die mittlere jährliche Anhäufung ( + ) und Abschmel- 
zung ( — ) in der Sonnblickgruppe rechnerisch bestimmt. Die Schneegrenze 
liegt in 2700 m Höhe. 

Höhe 3100— 3000 m + l,im » 
3000—2900 +l.i 
2900-2800 +0,3 Firnregion 

2800—2700 +0,4 

2700—2600 -0,i 

2600—2500 -0,7 

2500 — 2400 -1,25 Gletscherregion 

2400—2300 -1,9 

2300—2200 -2,4 



Verbreitung des Schnees 185 



Der Gegensatz von Nord- und Südabdachung tritt in den Alpen 
überall deutlich hervor , obwohl im allgemeinen der Niederschlag 
auf der Südseite größer sein dürfte. Daß aber auch der Einfluß 
des letzteren nicht zu gering zu achten ist, geht aus folgendem Bei- 
spiel hervor. Die Bestrahlungsstärke einer unter der Breite cp ge- 
legenen und unter dem Winkel a geneigten Fläche ist bei nörd- 
licher Exposition gleich der Bestrahlungsstärke auf einer horizontalen 
Fläche in der Breite cp -f- a, und bei südlicher Exposition gleich einer 
solchen in der Breite cp — a. Nach der Berechnung von Machacek 3 
hat der Weißenbachkees in der Sonnblickgruppe ein solares 
Klima wie ein Ort in 62° B., und der Große Zirknitzkees in dem- 
selben Gebirge ein solches wie ein Ort in 32° B. Die Beschattungs- 
verhältnisse sind bei beiden Gletschern nahezu dieselben und ihr 
Einfluß ganz geringfügig, man sollte also bei so gewaltigen Unter- 
schieden in der Bestrahlungsstärke auch eine entsprechende Differenz 
der Schneegrenze erwarten, und doch liegt sie in beiden Fällen 
nahezu gleich hoch (2715 und 2710 m). Hier müssen also noch 
andere klimatische Faktoren eingreifen, und wir dürften nicht fehl- 
gehen, wenn wir dazu auch den Niederschlag rechnen. Sein Einfluß 
tritt am deutlichsten in tropischen Gebirgen hervor, die keine 
dauernde Schattenseite haben. Am Kilimandscharo z. B. liegt die 
Schneegrenze nach Hans Meyer im Osten und Norden in 5800, im 
Westen in 5430 und im Süden in 5380 m Höhe. 

Selbst bei benachbarten Gletschern von gleicher Lage kann 
die Höhe der Firngrenze sehr verschieden sein. Wählen wir wieder 
ein Beispiel aus dem Finsteraarhorn-Massiv. Dem Großen Aletsch- 
gletscher fließen rechts der Mittelaletsch-, der Triest- und der Ober- 
aletschgletscher zu; bei dem ersten liegt die Schneegrenze in 3060, 
bei dem zweiten in 3210, bei dem dritten in 2830 m Seehöhe. Sie 
alle fließen nach SO, und doch schwankt die Schneegrenze um volle 
380 m! Ein näheres Eingehen auf den Bau der Firnmulden er- 
klärt uns freilich diese Unterschiede; die Triester Mulde liegt der 
Mittagssonne ganz offen, während der Ober-Aletschfirn durch hohe 
Kämme beschattet wird (s. Fig. 41, S. 195). 

Als klimatisches Phänomen ist die Firngrenze natürlich auch 
Schwankungen von Jahr zu Jahr unterworfen. Eine einzige Messung 
hat daher nur beschränkten Wert. Aber Messungen sind in den 
alpinen Gebirgen überhaupt schwierig und bieten nicht im entfern- 
testen jene Gewähr, wie an den Vulkankegeln des tropischen Süd- 
amerika, wo die Schneelinie durch Regelmäßigkeit und Beständig- 
keit schon früh die Aufmerksamkeit der Forschungsreisenden auf 
sich gelenkt hat. Man versuchte daher, die Seehöhe der Firngrenze 



186 Die Lufthülle 



zu berechnen, zunächst auf direktem Wege durch Einstellung 
klimatischer Mittelwerte, wie es v. Sonklar getan hat. Aber 
diese Methode konnte zu keinem befriedigenden Eesultat führen, 
weil die Grundlagen nicht gesichert sind. Die ältere Vorstellung, 
daß die Schneegrenze mit der Höhenisotherme von 0° zusammen- 
falle, wurde bald als unhaltbar erkannt. » In den letzten Jahren 
sind vier indirekte Methoden mit Erfolg angewendet worden. Die 
geographische, von Partsch eingeführte Methode 5 gibt eigentlich 
nur Grenzwerte; die obere Grenze stellen die Gipfelhöhen jener 
Bergmassen dar, die Gletscher entsenden, die untere bezeichnen jene 
benachbarten Gipfelhöhen, die trotz günstiger Lage keine großen 
Schneefelder mehr beherbergen. Man kann die Frage auch so 
stellen: welche Isohypse muß ein Berg übersteigen, um Gletscher 
bilden zu können? Diese Isohypse ist dann annähernd die Schnee- 
grenze innerhalb eines größeren Gebirgsabschnittes. Die oro- 
metrische Methode Brückner's 6 geht von der Annahme aus, daß 
mindestens 3 / 4 einer Gletscherfläche über der Schneegrenze, d. h. im 
Sammelgebiet liege, und bestimmt nun, welcher Isohypsenfläche 
dieses Firnareal an Größe gleichkommt. Die betreffende Isohypse 
stellt die Maximalhöhe der Schneelinie dar; die Maximalhöhe in- 
sofern, als das Verhältnis der Eiszunge zum Firnfeld mit Aus- 
nahme der großen Talgletscher sicher überschätzt ist, und weil sich 
innerhalb des ewigen Schnees schneefreie Partien belinden, die nicht 
in das Gletscherareal einbezogen werden. Die Ausdehnung dieser 
Partien, die ihre Schneefreiheit nur ihrer Steilheit verdanken, kann 
aber unter Umständen sehr beträchtlich sein; für den Ankogel z. B. 
fand Kichter 7 innerhalb der Höhenlinie von 2700 m 41 Prozent 
schneefrei. Die dritte Methode rührt von Kurowski 8 her. Wenn 
— so schließt er — der schneeige Niederschlag proportional der 
Höhe wächst und die Abschmelzung in gleichem Verhältnis abnimmt, 
so muß die mittlere Höhe der Gletscheroberfläche (Eiszunge und Firn) 
diejenige Linie sein, wo sich beide Faktoren das Gleichgewicht 
halten, d. h. die Schneegrenze. Da unser positives Wissen von dem 
Klima der Hochalpen außerordentlich lückenhaft ist, so schwebt die 
gemachte Voraussetzung ganz in der Luft, und die nahe Überein- 
stimmung der berechneten und beobachteten Grenzhöhen in den ge- 
wählten Beispielen mag zufällig sein. Diese Methode ist neben der 
geographischen mit Erfolg angewendet worden, um zu Vorstellungen 
über die Höhe der eiszeitlichen Schneegrenze zu gelangen. 

Als vierte Methode gesellt sich endlich die von Hess 9 hinzu. 
Sie beruht auf der Tatsache, daß die Form der Isohypsen oder 
Linien gleicher Höhe im Firngebiet eine andere ist als im Ab- 



Verbreitung des Schnees 187 



schmelzungsgebiet; dort gehen sie ohne schroffe Bichtungsänderung 
vom Firn in die Felsumrahmung über, hier bilden sie an der Grenze 
von Gletscher und Fels eine scharfe Einknickung. Die Höhe, wo 
die eine Form in die andere übergeht, ist die gesuchte Firnlinie. 
Sie liegt in der Schweiz durchschnittlich 180 m tiefer als die Schnee- 
grenze nach Küeowski's Methode. Gemeinsam ist allen diesen Me- 
thoden mit Ausnahme der ersten, daß sie nur auf diejenigen Ge- 
birge anwendbar sind, von denen wir genaue Höhenschichtenkarten 
besitzen. Man kann von ihnen nur Näherungswerte erwarten, aber 
sie haben vor Messungen in der Natur den Vorzug, daß sie mittlere 
Zustände zum Ausdruck bringen. 

Indem man die einzelnen Bestimmungen der klimatischen Schnee- 
grenze innerhalb eines Gebirgsabschnittes zu einem Mittelwert ver- 
einigt, setzt man voraus, daß sich die Gunst und die Ungunst örtlicher 
Verhältnisse ausgleichen. Nur wenn die Zahl der Bestimmungen groß 
ist und alle Lagenverhältnisse berücksichtigt sind, ist diese Voraus- 
setzung einigermaßen berechtigt. Auf diese Weise gelangt man zum 
Begriff der mittleren klimatischen Schneegrenze eines Ge- 
birges; man definiert sie als die Schneegrenze auf einer supponierten 
horizontalen Fläche, wo der Gegensatz von Sonnen- und Schatten- 
seite, von Wind- und Leeseite, von feuchter und trockener Seite weg- 
fällt. In der Finsteraarhorngruppe z. B. schwanken nach Kttrowski 
die klimatischen Firngrenzen zwischen 2490 und 3210 m. Der 
Mittelwert ist 2950 m, und man nimmt an, daß hier ein Hoch- 
plateau mit ewigem Schnee bedeckt wäre, wenn es sich über diese 
Grenze erhöbe. Das ist natürlich eine Fiktion, weil sich dann die 
Niederschlagsverhältnisse anders gestalten würden. Es liegt auf der 
Hand, daß die Mittelwerte um so reeller sind, je geringer die 
Schwankungen; man wird sich also auf kleine Gebirgsabschnitte 
mit möglichst gleichartigen Niederschlagsverhältnissen beschränken 
müssen. 

Unterhalb der klimatischen Schneegrenze finden sich in den 
Vertiefungen der meisten Gebirge noch vereinzelte Firoflecken, die 
ihre dauernde Erhaltung nur abnorm günstigen orographischen Be- 
dingungen verdanken, und deren untere Grenze Ratzel 10 daher als 
orographische Schneegrenze bezeichnet hat. Über die Lage 
beider Grenzlinien zueinander geben M. Fkitzsch's Messungen am 
Ortler Auskunft: 

Lage N NW W SW S SO NO Mittel 

Klimatische Firngrenze . 2855* 2900 3000 3070 3090 2980 2970 2855* 2965 m 

Orographische Firngrenze 2535* 2535* 2630 2745 2755 2725 2630 2570 2630 

Unterschied ; 320 365 370 325 335 255* 340 285 335 



188 Die Lufthülle 



Verteilung der Schneegrenze. Die Liste der gemessenen und 
geschätzten Schneegrenzen in verschiedenen Teilen der Erde ist 
ziemlich reichhaltig, aber so außerordentlich ungleichmäßig, daß 
man am besten tut, auf ihre Reproduktion zu verzichten. Daß ver- 
einzelte Messungen nur problematischen Wert haben, wurde schon 
oben erörtert, und die schätzungsweisen Angaben lassen sich nicht 
immer auf den Grad ihrer Zuverlässigkeit prüfen. Noch bedauer- 
licher ist die Verwirrung, die bis in die neueste Zeit in bezug auf 
den Begriff der Schneegrenze bestand, so daß man oft nicht weiß, 
ob sich eine Zahl auf die orographische oder die klimatische Schnee- 
grenze bezieht, und in welcher Weise die klimatische Schneegrenze 
aufgefaßt wurde. Ja bei manchen Gebirgen ist es überhaupt 
schwer zu entscheiden, ob man es mit rein orographisch oder mit 
klimatisch bedingtem Firn zu tun hat. Aber trotz aller Mängel des 
Zahlenmaterials lassen sich doch schon einige allgemeine Gesetze 
aufstellen. 

Wenn wir von den Niederschlägen vorerst ganz absehen, so 
müssen wir voraussetzen, daß sich die Schneegrenze von dem ther- 
mischen Äquator nach beiden Polen senkt, und zwar rascher nach 
dem Südpol, weil auf der Südhemisphäre die Sommer temperatur 
niedriger ist als unter entsprechenden nördlichen Breiten. Das ist 
auch in der Tat der Fall. Im Kaskadengebirge Oregons liegt die 
Schneegrenze in 2100 — 2400 m, in den südchilenischen Andes unter 
44° B. aber schon in 1400 m. Im streng ozeanischen Klima Ker- 
guelens, das in gleicher Breite wie das fruchtbare Neckartal von 
Heidelberg liegt (49 1 / 2 °), reicht die Schneegrenze bis ungefähr 600 m 
herab, auf dem grönländischen Inlandeis unter 70° B. versetzt sie 
v. Deygalski aber erst in die Höhenzone zwischen 700 und 800 m. 
Die Heardinsel (53° 8' S, 73° 34' O) ist das einzige bekannte Land, 
wo die klimatische Schneegrenze wahrscheinlich das Meeresniveau 
erreicht 11 — man beachte in der Breite von Bremen! — ; nur für 
die orographische gilt dies allgemein in den Polarzonen. 

Die höchste Seehöhe erreicht die Schneegrenze zwar stets inner- 
halb der inneren Zone, wo das Landklima wärmer ist als das See- 
klima, aber nicht unter dem Äquator, sondern in den trockensten 
Gegenden. Im westlichen Hochgebirgswall Amerikas, 12 der sich wegen 
seiner Erstreckung durch alle Klimagürtel am besten zu Gletscher- 
studien eignet, aber in dieser Beziehung leider noch wenig bekannt 
ist, liegt die Schneegrenze in Ecuador in 4700 — 4800 m Höhe, 13 
sie hält sich in Nordperu in 12° B. noch in ungefähr derselben 
Höhe (4700 m), 14 und erst unter 18° 10' S erreicht sie ihren 
Scheitelpunkt in 6120 m über dem Meeresspiegel. Die gemessene 



Verbreitung des Schnees 189 



Stelle befindet sich am Nordostabhang des Vulkans Pauchata; der 
benachbarte Vulkan Sajama (18° 7' S) hat seine Firngrenze in 5925 m, 
so daß wir rund (iOOO m als maximalen Näherungswert für die süd- 
amerikanische Westcordillere annehmen dürfen. x Auf der Ostcor- 
dillere aber, die schon dem subtropischen Wüstenklima entrückt ist, 
liegt die Schneegrenze um etwa 1000 m tiefer, trotzdem der Sommer 
hier heißer ist. In der Alten Welt steigt die Schneelinie um so 
höher an, je mehr wir uns den trockenen Gebieten Zentralasiens 
nähern. Pyrenäen, Kaukasus und Tienschan liegen in derselben 
Breite; im Hauptkamm des spanischen Grenzgebirges hat die Firn- 
linie eine Höhe von 2800 m, im Kaukasus schwankt sie zwischen 
2700 und 3500 m, im Tienschan erreicht man sie erst in 4800 m 
Höhe — also ein Unterschied von 2000 m, wie zwischen den Pyrenäen 
und Grönland! Die Maximalhöhe der Schneegrenze auf der öst- 
lichen Halbkugel — 6000 m 15 wie auf der westlichen — finden wir 
im zentralen Gebirge Hochasiens, im Kwenlun. Von da an senkt 
sie sich äquatorwärts im Karakorumgebirge auf 5300 — 5600 m, in 
Kaschmir auf 5000 und in den südlich daranstoßenden Ketten des 
Himalaya auf 4600 m. Aus dem Gegensatz des nördlichen und 
südlichen Himalaya schließt man auf ein Übergewicht des Nieder- 
schlags- über den Temperaturfaktor; wir werden aber sehen, daß 
auch der letztere eine gleiche Anordnung bedingen kann. 

Genauer bekannt ist uns die Verteilung der klimatischen Schnee- 
grenze nur im Kaukasus, im norwegischen Gebirge und in den 
Schweizer und österreichischen Alpen. Für die letzteren hat Hess 9 
die Messungen Richter's und die Schweizer Karte Jegerlehneb's 16 
zu einem lehrreichen Bilde vereinigt (Fig. 40). Das stetige Ansteigen 
der Firngrenze von dem Nordrand nach dem Innern der Alpen 
könnte man wohl der Abnahme der Niederschläge in gleicher Rich- 
tung zuschreiben, obwohl wir darüber nicht genau unterrichtet sind, 
aber für die auffallende Tatsache, daß die Firngrenze in den Gebirgs- 
teilen größter Massenerhebung am höchsten liegt, kann dieser kli- 
matische Faktor nicht verantwortlich gemacht werden. Dafür geben 
uns nur die schon auf S. 79 erwähnten Isothermenkarten von 
A. de Quervain eine ausreichende Erklärung. Die Schneegrenzen- 
Isohypsen folgen genau den Mittagsisothermen in 1500 m Höhe, und 
denselben Verlauf nehmen in der Schweiz auch die Isohypsen der 
Wald- und Siedelungsgrenzen. 17 Je massiger ein Gebirge ist, 

x Diese Ziffern sind im Gletseherwerk von Hess auffallenderweise sowohl 
im Text wie auf der Karte der Verteilung der Gletscher und Schneegrenzhöhen 
unberücksichtigt geblieben. Allerdings wäre eine NachprüfuDg dieser 1838 von 
Pentland ausgeführten trigonometrischen Messungen sehr wünschenswert. 



190 



Die Lufthülle 



desto intensiver wird es in den Mittagsstunden erwärmt, 
und desto höher steigen die Höhengr6nzen. Eine Bestätigung 
findet dieses Gesetz durch Hansen's Karte der Schneegrenzen in 
Norwegen. 18 Auch hier ein allmähliches Ansteigen der Firnlinie 
nach dem Innern, wobei ihre Isohypsen getreu den Konturen der 
Küste folgen; nach Eekstad 19 liegt sie ungefähr, aber im ganzen 
etwas tiefer, als die °-Isotherme des Sommerhalbjahrs (April bis 
September). Die Abnahme der Niederschläge nach dem Innern mag 
diese Anordnung noch verschärfen. Dagegen decken sich im zentralen 
Kaukasus, von dem wir ebenfalls eine Karte von Hess 9 besitzen, 




Fig. 40. Verteilung der Schneegrenze in den Alpen nach Hess. 



(und nach v. Dechy 20 auch im westlichen Kaukasus) beide Faktoren 
nicht völlig. Im Gegensatz zu den Alpen liegt hier die Schneegrenze 
an den Nordabhängen höher als an den südlichen, aber auf beiden 
Seiten steigt sie um so höher an, je höher der Kamm ist. Die 
erste charakteristische Eigenschaft ist offenbar in den Niederschlags- 
die zweite in den Temperaturverhältnissen begründet. 

Literaturnachweise. 1 Hans Fischer, Die Äquatorialgrenze des Schnee- 
falls; Mitteilungen d. Vereins für Erdkunde, Leipzig 1888. — 2 M. Friedrich, 
Niederschläge und Schneelagerung in der Arktis; Leipzig 1891. — 3 F. v. Kerner, 
Die Schneegrenze im Gebiet des mittleren Inntales; in d. Denkschr. d. Wiener 
Akad. d. Wiss. 1887. F. Machacek, Zur Klimatologie der Gletscherregion der 
Sonnblickgruppe; im Jahresbericht des Sonnblickvereins für 1899. F. Schwab, 
Über die Schneeverhältnisse im Gebiet von Stoder, (Verein für Naturkunde) 
Linz, 1907. J. Maurer in der Meteor. Zeitschrift] 1909, S. 539. — 4 F. Klengel, 
Die historische Entwicklung des Begriffs der Schneegrenze; Mitteilungen d. 
Vereins für Erdkunde, Leipzig 1889. — 5 E.Brückner, Die Vergletscherung 
des Salzachgebiets; Wien 1886. — 6 E. Brückner, Die Hohen Tauern und ihre 
Eisbedeckung; in der Zeitschrift d. D. u. Ö. Alpenvereins 1886. — 7 E. Kichter, 
Die Gletscher der Ostalpen; Stuttgart 1888. — 8 L. Kurowski, Die Höhe der 



Gletscher 191 



Schneegrenze; in den Arbeiten des geographischen Instituts der Universität 
Wien, 1891. — 9 H. Hess, Die Gletscher; Braunschweig 1904. — 10 Fr. Ratzel. 
Zur Kritik der natürlichen Schneegrenze; in der Leopoldina, 1886. — " Nach 
E. v. Drygalski im Bd. II der „Deutschen Südpolarexpedition" 1901—03. — 
12 G. Schwarze, Die Firngrenze in Amerika; wissenschaftlicher Jahresbericht 
des Vereins für Erdkunde in Leipzig 1890. — 13 Hans Meyer, In den Hoch- 
anden von Ecuador, Berlin 1907. — u Vgl. C. R. Enock, The Andes and the 
Amazon, London 1907. — 15 Nach G. Sandbero (Tibet and the Tibetans, Lon- 
don 1906) schwankt die Schneegrenze in Tibet zwischen 4700 und über 6000 m. 
— 16 J. Jegerlehner, Die Schneegrenze in den Gletschergebieten der Schweiz; 
in Gerland's Beiträgen zur Geophysik, 1902, Bd. V. — 17 E. Brückner, Höhen- 
grenzen in der Schweiz; in der Naturwissenschaftlichen Wochenschrift, Bd. IV, 
1905. — 18 A. M. Hansen, Snegraensen i Norge; im Norske Geografiske Selskabs 
Aarbog, Bd. XIII, 1901—02. — 19 J. Rekstau, Die Abhängigkeit der Lage der 
Schneegrenze von den Sommerisothermen in Norwegen, in Forhandlingar Viden- 
skabselskabet i Christiana 1907. — 20 M. v. Dechy, Kaukasus, Berlin 1905—07. 

Gletscher. 1 

Wenn auch in der Region des ewigen Schnees der Verdunstungs- 
prozeß nicht stillsteht, so fällt ihm doch nur ein geringer Bruch- 
teil der jährlichen Niederschlagsmenge zum Opfer, und das Wachs- 
tum der Schneemassen wird dadurch wenig gehindert. Es gibt aber 
ein wirksameres Gegenmittel: die Bewegungsfähigkeit des Schnees. 
Er wird dadurch den wärmeren Regionen zugeführt und hier auf- 
gelöst, um entweder in den mütterlichen Schoß des Meeres zurück- 
zukehren oder in Dampfform seinen Kreislauf von neuem zu beginnen. 
Die übliche Bezeichnung „ewiger Schnee" ist demnach insofern un- 
richtig, als nicht die einzelne Schneelage, sondern nur die Schnee- 
bedeckung dauernd ist. 

Plötzlich gleitende Schneemassen nennt man Lawinen. 2 Nament- 
lich im Frühjahr sind sie häufig, wenn der erweichte Schnee an 
den steileren Hängen nicht mehr haften kann. Der Schuß eines 
Jägers, der Pfiff einer Lokomotive, das Jauchzen eines sangfrohen 
Älplers genügt dann, um den auf das äußerste gespannten Gleich- 
gewichtszustand aufzuheben. Der trockene, pulverige Schnee im 
Winter erzeugt die Staublawinen, der alte, zusammengebackene, 
schwere Schnee die viel gefährlicheren Grundlawinen, die in der 
Regel nicht direkt zu Tal gehen, sondern sich in den von Wild- 
bächen geschaffenen Tobein sammeln und diese dann als Sturzbahn 
benutzend Aber so gewaltige Massen auch dadurch dem Tal zu- 
geführt werden, so verheerend auch eine solche Katastrophe wirken 



x Für die wichtigeren Lawinenzüge des Taminatales in der Schweiz gibt 
Sprecher 3 genaue Ausmessungen, aus denen ich zur bequemeren Orientierung 
Mittelwerte berechnet habe: 



192 Die Lufthülle 



kann, so trägt doch die langsame, aber stetige Talbewegung des 
Gletschers unendlich mehr zur Entlastung der Hochgebirge bei 
und ist auch in ihren sonstigen Wirkungen eines der wichtigsten 
erdphysikalischen Phänomene. 

Begriff und Einteilung der Gletscher. Wir müssen uns zunächst 
über den Begriff des Gletschers verständigen, denn dieser Ausdruck 
wird in sehr verschiedener Weise gebraucht, und das gibt zu 
Mißverständnissen Veranlassung. Überall, wo dauernde Schnee- 
ansammlungen vorhanden sind, kommt es auch zur Eisbildung, denn 
der Schnee geht in seinen unteren Schichten schon vermöge seiner 
eigenen Schwere in Eis über, und verschieden ist nur die Tiefe, in 
der sich dieser Übergang vollzieht. Aber nicht überall tritt das 
Eis aus der Schneehülle zutage, oder mit anderen Worten, nicht 
überall dringt das Eis aus der Region des ewigen Schnees, wo es 
sich dauernd in der Tiefe befindet, in diejenige Region ein, wo 
die winterliche Schneehülle im Sommer schmilzt. Firn- und Eis- 
grenze fallen dann zusammen, und wenn wir auch auf diese Eis- 
bildung die Bezeichnung Gletscher anwenden, so können wir sie 
passend Pirngletscher nennen. Solche Firngletscher finden wir 
überall, wo nur einzelne regelmäßig gestaltete, ungegliederte Gipfel 
in die Schneeregion hineinreichen, vorausgesetzt, daß die Abhänge 
sanft genug sind, um überhaupt eine Schneedecke tragen zu können. 
Doch tragen, wie wir später hören werden, auch Kegelberge echte 
Gletscher. Zu ihrer vollen Entwicklung gelangen diese aber in Gebirgen, 
die mit einem langgestreckten Kamm über die Schneegrenze empor- 
ragen. Wir haben da große, hochgelegene Sammelbecken, wie wir 
sie in den Firnmulden kennen gelernt haben, und ein ausgebildetes 
Talsystem, das den Eisströmen den Weg in die Tiefe weist. Deutliche 
Scheidelinien grenzen hier die einzelnen Gletscher voneinander ab, 
jeder Gletscher ist ein Individuum für sich, eine hydrographische 
Einheit; jeder besteht aus zwei Teilen, aus Firn und Eiszunge, 



Sammelgebiet, Fläche, ha . . 
„ obere Grenze, m 

„ untere „ m 

Bahn, unteres Ende, m 

„ Länge, m 

„ mittlere Böschung . . . 

Die Längen sind aus der vertikalen und der horizontalen Projektion der 
Bahn berechnet und wegen des ungleichmäßigen Gefälles zu klein. Der 
Körperinhalt der abgelagerten Lawinenmasse, die man nicht ganz zutreffend 
als Lawinenkegel bezeichnet, beziffert sich durchschnittlich auf ungefähr 
700000 cbm. 



Mittel 


Maximum 


Minimum 


57 


225 


V» 


2420 


3200 


1500 


1620 


2100 


1300 


1080 


1560 


850 


2200 


3360 


360 


37° 


51° 


20° 






Gletscher 193 



die durch die Schneegrenze geschieden sind. Je nachdem die Eis- 
zunge entwickelt ist, unterscheiden wir Gletscher erster und zweiter 
Ordnung. Jene können wir als Talgletscher bezeichnen, denn 
ihre ausgebildete Eiszunge bewegt sich stromartig talabwärts oft 
bis in die Wald-, ja sogar bis in die Kulturregion. Die anderen 
besitzen keine oder eine nur wenig entwickelte Eiszunge, sie scheinen 
hoch oben, an den Talgehängen, zu kleben oder sind in deren 
muldenförmige Vertiefungen (Kare) eingebettet, und man hat sie 
daher Hängegletscher genannt. Diese und die Talgletscher sind 
Unterarten der alpinen Gletscher. 

Wieder eine andere Gestaltung gewinnt das Gletscherphänomen, 
wenn sich eine breite, plateauartige Gebirgsmasse mit ewigem Schnee 
bedeckt. Hoch- und Firnschnee verschmelzen dann zu ausgedehnten 
Schneefeldern, die entweder in gleicher Weise, wie die Firngletscher, 
als Eismauer abbrechen oder sich mit gelapptem Eand allmählich 
verflachen oder Eiszungen in der Form von Tal- und Hängegletschern 
nach verschiedenen Seiten entsenden. Das ist die Erscheinungsform 
des Inlandeises. Der Unterschied vom alpinen Typus besteht darin, 
daß jener sich den Unebenheiten der Unterlage anschmiegt, während 
das Inlandeis sie ausfüllt und sich dadurch von der Skulptur des 
Landes bis zu einem gewissen Grad unabhängig macht, v. Dbygalski 
hat es treffend als eine Eisüberschwemmung ganzer Erdräume be- 
zeichnet. Man kann es sich aus alpinen Gletschern entstanden 
denken, die sich bei ihrem Wachstum über die freien Kämme hinweg 
zu einer einheitlichen Masse verschmelzen, wobei jede Indivi- 
dualisierung verloren geht. 

Ein Mittelglied zwischen dem alpinen und dem Inlandeistypus 
bilden jene völlig verfirnten Gebirgskämme, von denen nach beiden 
Seiten Gletscher ausgehen. In unseren Alpen kommen solche 
Zwillingsgletscher selten und nur in rudimentärer Form vor, 
wie z. B. am Ütztaler Hochjoch; dagegen haben uns die Forschungen 
der letzten Jahre in den Alpen Alaskas zwischen dem Mount Newton 
und Mont Logan 4 und in den patagonischen Andes zwischen Ultima 
Esperanza (öl 1 // S) und dem Fitz-Roy- Gipfel (49° S) großartige 
Beispiele solcher zusammenhängenden alpinen Gletscherkomplexe 
kennen gelehrt. 

Eine andere Mittelform zwischen dem alpinen Gletscher und 
dem Inlandeis ist der Vorlandgletscher des Mount Elias in 
Alaska. 4 Die Gletscherzungen verschiedener alpiner Firnfelder er- 
strecken sich hier über den Fuß des Gebirges hinaus und ver- 
schmelzen im Vorland zu einem 3900 qkm großen Eisfeld, dem 
Malaspinagletscher. Sein Nährgebiet hat also alpinen Bau, er selbst 

Stjpan, Physische Erdkunde. 5. Aufl. 13 



194 Die Lufthülle 



aber gleicht dem Inlandeis. In kleinem Maßstab wiederholt der 
Wenkchemnagletscher 5 im Felsengebirge, nahe der canadischen 
Pazifikbahn, diese Form, die einst in der Eiszeit weit verbreitet war. 

Zu einer selbständigen Gruppe, die wir als orographische 
Gletscher bezeichnen wollen, können wir alle gletscherartigen 
Bildungen zusammenfassen, die zwischen der klimatischen und der 
orographischen Schneegrenze ihren Ursprung nehmen und daher 
mit den großen Firnlagern nicht zusammenhängen. Ein bekannter 
Vertreter dieser Kategorie in unseren Alpen ist das Blaueis am 
Hochkalter bei Berchtesgaden. Vielleicht sind auch die „halb- 
ausgebildeten" Gletscher Tibets, die A. Schuster als zusammen- 
gefrorene Schneemassen mit äußerst geringer Bewegung charakteri- 
siert, hierher zu rechnen. Durch Salisbury 6 haben wir die „Kliff- 
gletscher" an der östlichen Steilküste (Kliff) von Grönland, nörd- 
lich vom Kap York, kennen gelernt; es sind Anhäufungen von Schnee, 
der von dem Inlandeis herabgeweht wurde und sich in dem Winkel 
zwischen dem steileren oberen und dem sanftem unteren Teil des 
Kliffes sammelte. Die größeren dieser Firnfelder erzeugen Miniatur- 
gletscher von höchstens 30 m Länge. Nur im kalten Klima können 
sie sich erhalten, während in unseren Alpen Eismassen, die aus 
Schneelawinen hervorgehen, meist nach einer Reihe von Jahren 
wieder verschwinden. 

Nach diesen Erörterungen können wir zu unserem Ausgangs- 
punkt zurückkehren. Der Ausdruck „Gletscher" wird für drei ver- 
schiedene Dinge gebraucht: 

1. Für alle aus dem Schnee hervorgehenden dauernden 
oberflächlichen Eisbildungen auf dem Land. In diesem Sinn 
spricht man z. B. von einer Vergletscherung Grönlands oder Nord- 
deutschlands zur Eiszeit usw.; 

2. für die alpinen Gletscher (in Tirol Ferner, in Kärnten 
Kees) und setzt dann Gletscher in bestimmten Gegensatz zum In- 
landeis. Unsere Firngletscher werden dann nicht als Gletscher an- 
gesehen und in diesem Sinn ist es zu verstehen, wenn z. B. ver- 
einzelten hohen Vulkankegeln Gletscher abgesprochen werden; 

3. für die Eiszungen der alpinen Gletscher und des Inlandeises 
und man unterscheidet dann streng zwischen Gletscher und Firn. 

Aus unseren Auseinandersetzungen dürfte schon hervorgegangen 
sein, das wir uns für den weitesten Begriff entschieden haben; 
wir werden aber der nachfolgenden Schilderung hauptsächlich die 
alpinen Verhältnisse zugrunde legen, weil diese am besten bekannt 
und am eingehendsten erforscht sind. 

Die Gletscherzunge. Wenn man Gletscher als Eisströme be- 



Gletscher 195 



zeichnet, so denkt man dabei zunächst an die großen Talgletscher. 
Wie die Flüsse vereinigen sich oft ihrer mehrere zu einem einzigen 
Eisstrom. So besteht der Aletschgletscher in den Berner Alpen 
(Fig. 41) aus drei Strömen: dem Großen, Mittleren und Oberen Glet- 
scher; der letztere erreicht freilich nicht mehr den Hauptstrom. Der 
Große Aletschgletscher durchzieht mit einer mittleren Neigung von 
7° das obere Massatal von 2730— 1382 m Seehöhe: er ist 16,5 km 
lang und durchschnittlich 1,5 km breit. Sein Nährgebiet, das mit 
einer mittleren Neigung von 20° bis an die Kämme des Fiescher- 
horns, des Mönchs und der Jungfrau hinaufreicht, besteht aus vier 



Ober- 




Mittel- 


Firnfeld des 


Aletsch- 


Triest- 


Aletsch- 


Großen Aletsch- 


gletscher 


gletscher 


gletscher 


gletschers 




Fig. 41. Aletschgletscher, vom Eggishorn aufgenommen. 

Eismulden und bedeckt 99,54 qkm. Da die Zunge 29,45 qkm groß 
ist, so verhält sie sich zum Firn wie 1:3, und dies darf auch als 
das durchschnittliche Verhältnis bei allen großen Talgletschern der 
Alpen angesehen werden, wenn auch Schwankungen innerhalb ziem- 
lich weiter Grenzen selbst bei benachbarten Gletschern vorkommen. 
Bei Hängegletschern ist das Verhältnis natürlich ein anderes. Man 
kann hier 1:8 als Regel annehmen. 

Meist ist der Eisstrom in der Mitte etwas höher als an den 
Ufern, wo er unter dem Einfluß der erwärmten Berggehänge 
rascher schmilzt. Bei dem Aletschgletscher betrug die Erhöhung der 
Mitte über dem Rand, die auch in Fig. 41 deutlich wahrzunehmen 
ist, im August 1872 nahezu 60 m. Wo aber die Ränder eine dichte 
S-hutzdecke tragen, während der mittlere Teil schutzlos der Wirkung 
der Sonnenstrahlen preisgegeben ist, da ist die Mitte tiefer eingesenkt, 
wie z.B. bei dem Vernagtgletscher in Tirol. In unseren Alpen be- 
trägt die Mächtigkeit des Gletschers in seinen oberen Partien mehrere 
hundert Meter, am Ende aber, besonders wenn er in die Kulturregion 
hineinreicht, übersteigt sie kaum Baumeshöhe. In der Regel läuft 
der Gletscher nicht allmählich aus, sondern bricht als eine mehr 

13* 



106 Die Lufthülle 



oder weniger hohe Eismauer ab, die aus einem gewölbten Tor den 
Schmelz wasserbach entläßt. Am reichlichsten ist dieser natürlich 
in der heißen Jahreszeit, aber bei den großen Gletschern der Alpen 
versiegt er selbst im Winter nicht und ist in Grönland sogar kaum 
schwächer als im Sommer. Auch auf der Oberfläche des Gletschers ruft 
die Sommersonne zahlreiche Bäche und Seen hervor, aber die Nacht legt 
sie wieder in Eisfesseln, die erst der folgende Tag wieder sprengt. 

Das Leben des Gletschers. Das, was wir als Leben des 
Gletschers bezeichnen können, besteht aus zwei Vorgängen : Massen- 
veränderungen und Bewegung. 

Die Massenveränderungen sind ober- und unterhalb der Firn- 
linie gerade entgegengesetzter Natur: dort dauerndes Wachstum, 
hier Abschmelzung (Ablation) durch Sonnenstrahlen, warme Winde 
und Regen, und von unten durch die Erdwärme. Dieser Gegensatz 
ist nicht bloß theoretisch vorausgesetzt, sondern am Rhonegletscher 
durch unmittelbare Beobachtung festgestellt. Während die Stein- 
reihen noch in 2400 — 2500 m Höhe durchschnittlich jährlich um 
3 — 4 m einsanken, zeigte sich an den Stangen jenseits der Firnlinie 
in 27Ö0 m Höhe nur Zunahme, die stellenweise bis zu 4 m im Jahr 
betrug. Die Abschmelzung steigert sich von der Mitte zum Rand, 
wo auch die Rückstrahlung der erhitzten Talwände einwirkt, und 
selbstverständlich talabwärts. x Durch sie werden Gegenstände, die 
in eine Spalte gefallen oder sonstwie in das Innere des Gletschers 
gelangt sind, an einem talabwärts gelegenen Punkt wieder an die 
Oberfläche befördert, und insofern ist die in den Alpenländern 
herrschende Überzeugung, daß der Gletscher fremde Körper aus- 
stoße, richtig. 

Für den Hintereisgletscher in den Otztaler Alpen wurde der 
jährliche Eisverlust durch Abschmelzung auf 10180000 cbm be- 
rechnet, die zu ihrer Deckung eine jährliche Niederschlagsmenge 
von 1000 mm im Firngebiet erfordern. In einer Höhe von ungefähr 
400 m unter der Schneegrenze schätzt Hess die durchschnittliche 



x Messungen von Blümcke und Hess 7 am Hintereisferner (Otztaler Alpen) 
1894—95 (1 Jahr) 



Höhe, m 
2750—2700 
2700—2650 
2650—2600 
2600—2550 
2550—2500 
2500—2450 
Ende, 2300 7,62 



Abschmelzung, m 


Bewegung, 


in 


Rand Mitte 


Rand 


Mitte 


3,06 1,95 


46,6 


49,8 


— 


45,o 


49,4 


4,06 2,08 


45,4 


48,o 


4,00 3,73 


37.o 


41,2 


_ — 


36,5 


40,7 


6,41 4,90 


28,4 


29,5 



Gletscher 197 



jährliche Abtragung in den Alpen auf 4,. in Skandinavien auf 3,3 
und in Grönland auf 2 m. Die Abschmelzung auf der Unterfiäche 
der Gletscher durch die Erdwärme kann nur auf indirektem Weg, 
durch Messung der winterlichen Wassermenge der Gletscherbäche, 
ermittelt werden. Sie beträgt 6 — 7 mm im Jahr. 

Firn und Eiszunge befinden sich in ununterbrochener Be- 
wegung talabwärts. Diese einseitige Bewegung setzt eine Neigung 
des Bettes voraus, die wir aber in der Regel nicht messen, sondern 
nur nach der Neigung der Gletscheroberfläche beurteilen können. 
Jedenfalls ist die letztere größer, weil die Mächtigkeit nach unten 
abnimmt. Sie scheint um so größer zu sein, je kleiner die Gletscher 
sind, und der Firn ist in der Regel etwas steiler. x In außeralpinen 
Gebirgen scheinen geringere Neigungen häufiger zu sein. Wie in den 
Flußtälern unterbricht auch in den Gletschertälern oft eine steile 
Stufe die sanfte Abdachung; der Eisstrom löst sich bei seinem Sturz 
anscheinend in einen Trümmerhaufen auf, aber unterhalb schließen 
sich die Spalten wieder, und in majestätischer Ruhe zieht er weiter. 
Daß dabei der innere Zusammenhang des Eiskörpers nicht verloren 
geht, lehrte das Verhalten der Steinreihen, die man quer über den 
Rhönegletscher oberhalb des Sturzes legte. Sie verschwanden im 
Sturz völlig, tauchten aber unterhalb nach vier Jahren wieder auf, 
und zwar genau in ihrer ursprünglichen Reihenfolge und genau in 
derselben Kurve wie vorher. Hängegletscher haben eine viel größere 
Neigung als Talgletscher, und es kommt nicht selten vor, daß große 
Eisstücke abbrechen und als Gletscherlawine in das Tal hinab- 
stürzen. Geschieht dies regelmäßig, und ist die Materialzufuhr aus- 
reichend, so wachsen die Eistrümmer am Fuß der Gletscherwand 
wieder zusammen und bilden einen bewegungsfähigen regenerierten 
Gletscher, der keinen Zusammenhang mit der Firnregion hat. Aber 
trotz ihrer größeren Neigung bewegen sich die Hängegletscher lang- 
samer als die Talgletscher, offenbar deshalb, weil die letzteren 
mächtiger sind und die Reibung am Untergrund wie auch die innere 
Reibung leichter überwinden. Es kommt neben der Neigung also 
auch auf die Größe und Gestalt des Querschnittes an. 

x Aus den Listen der größeren alpinen Talgletscher von Hess habe ich 
folgende Mittelwerte berechnet: 



Länge 
(Anzahl der Gletscher) 


Neigung 
des Firns 


Neigung 
der Eiszunge 


über 20 km (1) 


20° 


7° 


15-20 „ (3) 


25 


13 


10-15 „ (7) 


24 


15 


5-10 „ (51) 


24 


21 


unter 5 „ (12) 


28 


24 



Summe (74) und Mittel 25 21 



198 Die Lufthülle 



Der älteste Erklärungsversuch, die sog. Dilatationstheorie, 
nimmt an, daß sich die Gletscher durch die Aufnahme von Schmelz- 
wasser, das wieder gefriert und sich dahei ausdehnt, vergrößern, 
daß also die Bewegung im Grund genommen nur scheinbar ist. 
Indes erkannte man bald, daß wirklich Bewegung besteht, und man 
konnte nicht im Zweifel sein, daß dabei das leitende Motiv die 
Schwerkraft ist. Aber man sah das Eis noch als einen starren 
Körper an und konnte daher die Bewegung nur auf ein Hinab- 
gleiten der ganzen Masse auf dem geneigten Boden zurückführen. 
Der größte Alpenforscher des 18. Jahrhunderts, Saussuee, hat sich 
für diese naheliegende Theorie ausgesprochen. Sie mußte weichen, als 
um die Mitte des 19. Jahrhunderts Louis Agassiz und J. D. Forbes 
die Gesetze der Gletscherbewegung feststellten, die eine auffallende 
Analogie mit den Gesetzen des fließenden Wassers zeigen. Im 
Gegensatz zur Abschmelzung nimmt die Geschwindigkeit an der 
Oberfläche der Eiszunge gegen das Ende ab und vom Rand 
gegen die Mitte zu. x Wird die Eismasse in dem sich verengenden 
Bett zusammengepreßt, so wird die Eeibung vermindert, während 
der Querschnitt sich gleich bleibt, und die Geschwindigkeit steigert 
sich. Zahlreiche Beobachtungen haben ferner gelehrt, daß sie in 
gekrümmten Tälern am konvexen Rand stärker ist als am kon- 
kaven, und daß dann die Linie größter Geschwindigkeit nicht genau 
in der Mitte, sondern näher dem konvexen Rand liegt; doch kommen 
auch Ausnahmen vor, wie z. B. am Gepatschferner. Über die Ge- 
schwindigkeit im Innern des Gletschers haben erst die Bohrungen 
von Blümcke und Hess im Hintereisferner, die 1904 die Grund- 
moräne in einer Tiefe von 214 m erreichten, 8 Aufschluß gegeben. 
Die mittlere Querschnittsgeschwindigkeit beträgt hier 0,77 der Ober- 
flächengeschwindigkeit, die Geschwindigkeit nimmt also, wie im 
fließenden Wasser, unter dem Einfluß der Reibung nach der 
Tiefe ab. Für die Grönlandgletscher hat v. Dhygalski 9 aller- 
dings das Gegenteil angenommen, aber es ist bemerkenswert, daß 
die einzige direkte Messung, die am Asakakgletscher, für die Ober- 
fläche eine tägliche Geschwindigkeit von 16,i cm, für die Tiefe aber 
nur eine solche von 0,3 cm ergab. Aus seinen Messungen am Karajak- 
gletscher folgerte er neben der Horizontalbewegung in der Mitte auch 
eine Vertikalbewegung in den Randpartien und konstatierte damit 
einen fundamentalen Unterschied zwischen Fluß und Gletscher; die 
Bewegung des ersteren strebt den Ausgleich des Niveaus, die des 
letzteren den Ausgleich des Druckes an. Diese Beobachtung wurde 



S. Anmerkung auf S. 197. 



Gletscher 199 



angezweifelt, aber nun haben sie Blümcke und Finsterwalder 10 
auch am Hintereisgletscher bestätigt gefunden. Merkwürdig sind 
auch die Beobachtungen Hedin's 11 im Mustagata, dem östlichen 
Eandgebirge des Pamir, wo er an einem Ufer den Gletscher in rück- 
läufiger Bewegung talaufwärts fand; auch sie sind in Zweifel gezogen 
worden, aber es wäre sonderbar, wenn sich derselbe Beobachtungs- 
fehler an zwei Gletschern wiederholt haben sollte. 

Auch sonst bestehen Unterschiede zwischen Fluß und Gletscher. 
Zunächst ein quantitativer. Man kann im allgemeinen sagen, das 
Wasser bewegt sich unter gleichen Umständen 1 Million mal 
schneller als die Gletscher. In den Alpen wie in Norwegen rücken 
sie durchschnittlich in 24 Stunden nur 0,i bis höchstens 0,4 m vor. 
Heim hat berechnet, daß ein Schneeteilchen etwa 450 Jahre braucht, 
um vom Gipfel der Jungfrau bis zum Ende des Aletschgletschers 
zu gelangen! Die gewaltigen Gletscher des Himalaya bewegen sich 
allerdings viel schneller, im Sommer 2 — 3,7 m, doch übersteigt in 
dieser Jahreszeit — wie wir sehen werden — auch die Geschwindig- 
keit mancher alpinen Eisströme 1 m. Die lebhafteste Bewegung 
herrscht im nordwestlichen Grönland; Geschwindigkeiten, wie sie von 
Steenstrup, Helland, Hammer, v. Drygalski u. a. an den Aus- 
läufern des Inlandeises nordwärts der Diskobai gemessen wurden, 
übersteigen noch weit das himalayische Maß, wenn sie auch noch 
immer nicht größer sind als die Geschwindigkeit kleiner Schnecken! 
Ein Fortschreiten von 10, 20 bis 32 m in der Mittellinie für je 
24 Stunden ist sonst noch nirgends im normalen Zustand beobachtet 
worden. Unter außergewöhnlichen Bedingungen nehmen aber auch 
manche alpine Gletscher plötzlich eine unheimliche und verderbliche 
Geschwindigkeit an, um dann wieder in ihre gemächliche Gangart 
zurückzufallen. Der Vernagtgletscher in Tirol und der Dewdarok- 
gletscher im Kaukasus sind durch derartige Ausbrüche bekannt. 
Der erstere rückte z. B. in der Zeit vom 19. Mai bis 1. Juni 1845 
täglich um 12,7 m vor, am 1. Juni sogar um 1,9 m in der Stunde! 
Einiges Licht auf diese rätselhaften Vorgänge werfen Hess' Versuche 
mit Eiszylindern, die durch eine enge Röhre gepreßt wurden. 12 Das 
konnte nur geschehen, wenn der Druck eine gewisse Höhe erreicht 
hatte, dann aber bewegte sich das Eis, obwohl der Druck nicht 
zunahm, mit steigender Geschwindigkeit bis zu einem Höchstbetrag, 
worauf Bruch erfolgte. Es hängt also von der Größe der einwirkenden 
Kraft ab, ob die innere Eeibung mit der Zeit zu- oder abnimmt. 
Am Vernagtgletscher liegen die Verhältnisse so, daß ein sehr aus- 
gedehntes Firngebiet durch einen verhältnismäßig engen Kanal seinen 
Abfluß findet. Wächst der Firn in niederschlagsreichen Jahren, so 



200 Die Lufthülle 



erreicht sein Druck auf die Gletscherzunge endlich einen Betrag, 
der die innere Reibung des Eises überwindet, und dann nimmt die 
Geschwindigkeit des Gletschers mit der Zeit von selbst zu, bis der 
Überschuß an Firn erschöpft ist. Ähnlich liegen die Verhältnisse 
im westlichen Grönland, auch hier enge Abzugskanäle und ein ge- 
waltiger und permanenter Druck von oben. Orographische Be- 
dingungen sind es also, die die große Geschwindigkeit der grön- 
ländischen Gletscher erzeugen. Wo sie fehlen, wie im antarktischen 
Inlandeis des Kaiser Wilhelm II.-Landes, herrscht alpine Langsamkeit. 
Nach v. Djrygalski's Messung rückte dieses durchschnittlich täglich 
nur V 3 m vor - 

Die ruckweise Bewegung mit rasch wechselnder Geschwindig- 
keit ist bei den Gletschern überhaupt Regel. Der Betrag, um den 
sie in einer bestimmten Zeit vorrücken, ist die Resultierende eines 
Kampfes entgegengesetzter Kräfte: des Druckes von oben und des 
Widerstandes durch die Reibung. Daraus erklären sich auch die 
überraschenden Ergebnisse der jüngsten Messungen Blümcke's und 
Finsterwalder's auf dem Hintereisferner (1899 — 1904). 10 Man hatte 
bisher angenommen, daß sich der Gletscher im Sommer schneller 
bewege als im Winter; die Steine, die man zu den Messungen ver- 
wendete, rutschten nämlich im Sommer auf der schmelzenden 
Gletscheroberfläche ab und ergaben so falsche Geschwindigkeitszahlen. 
Blümcke und Finsterwalder vermieden diese Fehlerquelle; sie 
arbeiteten nur mit Bohrlöchern, in die Holzstangen eingefügt waren, 
und fanden, daß die sommerliche Geschwindigkeit nur im unteren 
Teil der Eiszunge die winterliche übertrifft, im oberen Teil aber 
kleiner ist. x Hier ist die Beschleunigung in der kalten Jahreszeit 
eine Folge des durch Schneeanhäufung sich vermehrenden Firn- 
druckes, dort wirkt die Abnahme des Reibungswiderstandes im 
Sommer infolge der Durchtränkung des Eises mit Schmelzwasser. 

Gletschertheorie und Gletscherstruktur. Einerseits erscheint uns 
der Gletscher als ein fester Körper, denn an seiner Unterseite sind 
Steine eingebacken, mit denen er den Felsboden ritzt und ab- 
scheuert; anderseits setzt seine Bewegungsfähigkeit einen hohen 
Grad von Plastizität voraus. Diese Eigenschaft befähigt ihn auch, 
sich den wechselnden Formen seines Bettes anzuschmiegen. An der 
Westküste Grönlands reicht unter 62° 40' B. ein Ausläufer des 
Binneneises in einen schmalen, nordöstlich streichenden See, den er 



x Setzen wir die mittlere jährliche Geschwindigkeit = 1, so war die 

sommerliche in folgenden Entfernungen vom Gletscherende: 

300 m 400 m 700 m 1750 m 2700 m 4000 m 4800 m 

1,337 1,329 1,173 0,890 0,773 0,637 (?) 0,693 



Gletscher 



201 



// 



y 



in T-Form ausfüllt. Von den Gletschern des Franz-Josef-Landes 
berichtet Payer, daß die durch Bergvorsprünge geteilten Arme am 
Fuße jener wieder zusammenfließen. Den augenscheinlichsten Be- 
weis für die Plastizität liefert der kleine norwegische Gletscher 
von Kaagan (70° B.), in dem Forbes die Form einer herabrinnenden 
Träne so schön ausgebildet fand. Dieser bahnbrechende Forscher 
verglich das Gletschereis mit zähflüssigen (viskosen) Massen und 
gründete darauf seine Viskositätstheorie, da- 
gegen zählt es Heim zu den dickflüssigen 
Körpern, die auf Druck plastisch aus- 
weichen und auf Zug zerreißen. Die tal- 
abwärts gerichtete Komponente der Schwer- 
kraft äußert sich in jedem Querschnitt des 
Gletschers von oben als Druck, von unten 
als Zug; wirkte Druck allein, so wäre der 
Gletscher ein ebenso zusammenhängender 
Körper wie ein Fluß; wirkte Zug allein, 
so würde er in Trümmer zerfallen. In der 
Spaltenbildung haben wir den Ausdruck 
des Kampfes der Kohäsion mit der Streckung 
zu erblicken; sie ist daher stets senkrecht 
zur Spannungslinie. Vom Bergschrund 
an, jener Spalte die die Schneemasse des 
Firns von der des Gipfelkörpers trennt, bis 
zum Gletscherende sind Firn- und Eiskörper 
in allen Gegenden vielfach zerklüftet, wenn 
auch im allgemeinen die nordischen Gletscher elastischer er- 
scheinen als unsere alpinen. Querspalten werden durch die 
verschiedene Neigung des Bettes hervorgerufen, vernarben aber 
wieder, wenn sich das Gefälle vermindert. Eine eigentümliche 
Art der Querspalten sind die Randspalten (r in Fig. 42), die einen 
Winkel von 30 bis ungefähr 45° mit den Seiten einschließen und 
durch die schnellere Bewegung der Mitte erzeugt werden. Infolge- 
dessen nimmt in Fig. 42 das Stück A nach einer gewissen Zeit die 
Form Ä an, und das Quadrat a wird zu a verzerrt. Dadurch 
erfährt die Linie xy eine Streckung (x y), der das Eis nicht folgen 
kann. Es muß reißen und zwar senkrecht zur Linie der größten 
Spannung (Spalte ss). Ist das Bett gekrümmt, so ist die Spaltung 
an der konvexen Seite stets größer als an der konkaven. Längs - 
spalten bilden sich, wenn der Gletscher aus einem engen in ein 
weites Bett tritt, denn dann wirkt die Spannung in der Querrichtung 
des Gletschers. Wenn im Sommer die an der Oberfläche des 




Fig. 42. Randspalten. 



202 Die Lufthülle 



Gletschers entstehenden Bäche in eine Spalte hinabstürzen (sog. 
Gletschermühlen), so höhlen sie mit der Zeit tiefe und beinahe 
zylindrische Löcher im Eis aus, die manchmal bis auf den Grund 
reichen. Gelangen Steine in ein solches Loch, so werden sie von 
den Sturzbächen in kreisende Bewegung gesetzt und können unter 
günstigen Verhältnissen in dem Boden Vertiefungen, sog. Riesen- 
töpfe ausschleifen. Berendt fand zwei solche von 0,8 und 1,2 m 
Durchmesser im verlassenen Bett des Rosenlauigletschers. Aller- 
dings wandert die Gletschermühle mit der Spalte abwärts, aber an 
gewissen Stellen erzeugt die Unebenheit des Bodens immer wieder 
Spalten, und die Ausarbeitung des Biesentopfes, die die eine Kaskade 
begonnen, setzt einige Tage nachher eine andere fort. Die schönsten 
Riesentöpfe, aus der Eiszeit stammend, sieht man im Gletschergarten 
in Luzern. 

Zu den physikalischen Eigenschaften des Gletschereises, die 
seine Plastizität begründen, gehört in erster Linie seine Tempe- 
ratur. Allerdings zeigt das Thermometer im Innern des Gletschers 
etwas unter 0°, aber mit dem Druck sinkt auch der Schmelz- 
punkte Nehmen wir mit Crammer 14 eine ursprünglich starre Eis- 
masse an, so muß durch den jährlichen Firnzuwachs an der Ober- 
fläche der Schmelzpunkt an der Unterseite des Eises einmal 
erreicht werden; dadurch wird hier der Zusammenhang gelockert, 
die Schwerkraft beginnt zu wirken, die unterste Schicht gerät in 
Bewegung, diese erzeugt Reibungswärme, die sich der nächsten 
oberen Schicht mitteilt, und so erfaßt nach und nach die Bewegung 
die ganze Gletschermasse. Auch sonst ist Gelegenheit zu Ver- 
flüssigung gegeben; gelangt z. B. das Wasser in Hohlräume, so wird 
der Druck vermindert, das Wasser gefriert, dabei wird aber Wärme 
frei, die nun nach anderer Seite hin wieder zum Schmelzen ver- 
wendet werden kann. Die Temperaturbeobachtungen gelten zunächst 
allerdings nur für den Sommer, aber die Tatsache, daß die Gletscher- 
bäche auch im Winter nicht gefrieren, weist schon darauf hin, daß 
das ganze Jahr hindurch im Innern der Alpengletscher Schmelz- 
temperaturen vorhanden sind. Blümcke und Hess 7 haben dies auch 
theoretisch begründet. Der winterliche Wärmeverlust durch Leitung 



x Beobachtungen von Blümcke und Hess 7 im Hintereisgletscher im 
August 1899:' 

Tiefe m .... 18 30 42 54 66 82 

(Beobachtet - 0,012 ° - 0,023° -0,o38° -0,046° - 0,055 ° -0,002° 

Berechnet auf j 
mechanischen ~ ^ "0,020 -0,029 -0,037 -0,045 -0,056 

Wärmetheorie J 

Der mittlere Fehler der Beobachtung betrügt also 0,oof°. 



Gletscher 203 




wird durch die Wärme, die die bei der Fallbewegung des Eises 
auftretende Energie liefert, ausgeglichen, und ein Verlust durch 
Strahlung findet überhaupt nicht statt. Gegen die kalte Luft schützt 
die Schneedecke, x und die Erkaltung des Bodens verhindert der 
Gletscher selbst. 

Auch eine andere Eigenschaft des Eises, die Regelation, 
verdient Beachtung. Zwei tauende Eisstücke frieren an der Be- 
rührungsstelle sofort wieder zusammen. Es leuchtet ein, wie sehr der 
Gletscher dadurch an Deformierbarkeit 
gewinnt; selbst eine weitgehende Zer- 
trümmerung gefährdet nicht auf die 
Dauer den Zusammenhang. 

Darauf beruht Tyndall's Rege- 
lationstheorie. Ihr zufolge ist die 
Plastizität gewissermaßen nur schein- 
bar; die Bewegung erzeugt fortwährend 
Risse und Sprünge, aber die Regelation 
heilt sofort wieder die Wunden. In ver- 
änderter Form hat v. Drygalski 9 diese „ 

Fig. 43. Durchschnitt durch ein 

Theorie wieder aufgenommen. Er er- stück Gletschereis von der Mer 
klärt die Bewegung durch partielle innere de Glace nach D^eley und 
Verflüssigungen undWiederverfestigungen 

und setzt dabei eine so durchgreifende Lockerung des Gefüges voraus, 
daß der Gletscher durch den Druck seiner Masse, der sich von den 
Partien größerer nach denen geringerer Mächtigkeit fortpflanzt, in 
der Richtung dieses Druckes gewissermaßen ausgequetscht wird. 
Eine einseitige Neigung des Gletscherbodens braucht gar nicht vor- 
handen zu sein. Ja es kommen, wie wir schon erwähnt haben, sogar 
selbständige, d. h. nicht bloß lokal durch Hindernisse im Bett be- 
dingte aufwärts gerichtete Bewegungen vor. v 

Bei der Regelationstheorie spielt die Struktur des Gletscher- 
eises eine wichtige Rolle. Es ist von einem dichten Netz von 
Haarspalten durchzogen und zerfällt in unzählige kantige, eckige 
Brocken, die von eigentümlich gerillten, meist krummen Flächen 
begrenzt sind, und die man Gletscherkörner nennt (Fig. 43). Man 
war einst der Meinung, daß das Gletschereis allein durch eine solche 
regellose Anordnung von Kristallkörnern ausgezeichnet sei; aus 
Emden's Untersuchungen 15 geht aber hervor, daß jedes Eis diese 
Struktur annimmt, nur sind im Wassereis die Körner als Prismen 



x Nach den Messungen von Okada betrug im Februar die tägliche 
Schwankung an der Oberfläche des Schnees 18,9°, in 30 cm Tiefe aber nur 
mehr 0,6 ° (Zeitschrift für Gletscherkunde, Bd. III, S. 71). 



204 Die Lufthülle 



von bedeutender Länge ausgebildet. Dagegen unterscheiden sich die 
Körner des Gletschereises von denen des Schneeeises nur durch ihre 
Größe (1 — 10 cm und mehr). Vallot beobachtete auf dem Mont- 
blanc schon in 15 m Tiefe Körner von 0,2 cm im Durchmesser, und 
in den untersten Partien des Pirneises sind schon recht ansehnliche 
Gletscherkörner vorhanden. x In den arktischen Gletschern sind die 
Körner viel kleiner als in den alpinen, in beiden wachsen sie aber 
gegen die Ränder und den Untergrund zu, also anscheinend in der 
Richtung des größten Druckes, und dabei stellen sie sich, wie v. Dry- 
galski in Grönland konstatiert hat, mit ihren Basisflächen parallel zu 
den festen Wänden. An die Grenzflächen der Körner verlegte man 
die Zerreißungsflächen; der Gletscher besteht nach dieser Auffassung 
aus unzähligen kleinen Individuen, die die Regelation zusammenhält. 
Aber die Körner sind nicht starr und unveränderlich, sie wachsen, 
indem die größeren die kleineren aufsaugen; und sie sind auch nicht 
die kleinsten Teile des Eises, sondern bestehen nach der Entdeckung 
Mc Connel's, die später von Mügge 16 bestätigt und erweitert wurde, 
aus zahlreichen, nicht ausdehnbaren, aber sehr biegsamen dünnen 
Blättchen, die sich bei Druck in ihrer Ebene nicht bloß aufeinander 
verschieben, sondern sogar übereinander hinausschieben lassen, bei 
Druck senkrecht zu ihrer Ebene sich aber spröde verhalten. In 
dieser Eigenschaft der Translation sehen Mügge und Emden die 
Plastizität und Bewegungsfähigkeit des Eises begründet. 

Ein höheres Element der Gletscherstruktur ist das Band oder 
Blatt. Das Eis besteht aus wechselnden, mehr oder weniger dicht 
gedrängten Bändern oder Streifen von blasenreichem und luftfreiem 
Eis. Das erstere schmilzt wegen seiner größeren Porosität leichter 
und bildet an der Oberfläche Vertiefungen, das letztere dagegen Er- 
höhungen. Überblickt man den Eisstrom von einem erhöhten Stand- 
punkt aus und bei günstiger Beleuchtung, so scheinen die zahllosen 
kleinen Erhebungen zu Linien (Ogiven) zu verschmelzen, die quer 



x Eine Vorstellung von der Kornstruktur geben J. J. Buch an an' s Wägungen 
von Eisblöcken des Glacier des Bossons und des Aletschgletschers (Nature, 1901 
Bd. LXIV, S. 399). In einem Block fand er: 

Durchschnitts- 
zahl Gesamtgewicht gewicht eines 



der Körner 


g 


Korns, g 


16 


1045 


65,3 


10 


110 


11,0 


4 


25 


6,25 


10 


25 


2,5 


40 


1205 


30,1 



Von andern Blöcken war das mittlere Korngewicht 16,8, 25,3, 28,5, 48,o, 58, s 
und 102,o g. 



Gletscher 



205 



4r 



urterer SeclenkogcL 

3390™ 



über den Gletscher hinlaufen und in der Nähe des Firns kaum merkbar 
gekrümmt sind, nach abwärts aber, entsprechend der schnelleren Be- 
wegung der Gletschermitte, immer spitzere Bogen beschreiben. Jeder 
Zufluß bringt sein eigenes Ogivensystem mit sich, so daß nach der Ver- 
einigung mehrere solche Systeme nebeneinander herlaufen (s. Fig. 44). 
Die Breite eines solchen Bandes schwankt zwischen einigen Millimetern 
und mehreren Zentimetern. Verfolgen wir es in seiner Längsrichtung, 
so bemerken wir bald, das es sich auskeilt; aber ehe es noch sein 
Ende erreicht, tritt ein anderes Blatt genau in derselben Richtung 
an seine Stelle. An den Spaltenwänden erscheint diese Struktur 
als farbige Bänderung von weißem (blasenreichem) und blauem 
(luftfreiem) Eis. Schon die Ogiven zeigen an, daß die Blätter nicht 
horizontal liegen; an allen 
Rändern fallen sie gegen 
den Gletscher ein, am 
Ende talaufwärts und an 
den Ufern gegen die Achse, 
und je näher sie dieser 
liegen, desto steilerstellen 
sie sich auf (Fig. 45). 

Durch diese löffei- 
förmige Blätterstruktur 
unterscheidet sich die 
Eiszunge wesentlich von 
dem geschichteten Firn. 
Die flachen Firnschichten 
entsprechenden einzelnen 
Schneefällen und sind 
durch Staublagen, die 
von den Felswänden der 
Umrahmung herstammen, 
voneinander getrennt. In 
welcher Beziehung stehen 
nun diese beiden Struk- 
turen zueinander? Agas- 
siz hatte erklärt, die 
Blätter gingen aus den Firnschichten hervor. Tyndall hatte auf Grund 
seiner Beobachtungen am Aletsch- und Gornergletscher, wo er horizon- 
tale Schichten durch lotrechte blaue Bänder gekreuzt fand, die Blätter- 
struktur für unabhängig von der Schichtung und für eine Wirkung 
des Druckes erklärt. Erst in der jüngsten Zeit kehrte man wieder 
zur älteren Ansicht zurück. Crammer 17 hat den Zusammenhang 



~^2[ittlcrcr SeclenkogeZ ° n 




Ogisren. 
Moränen*. 



Fig. 44. Rotmoosgletscher nach v. Sonkl^e. 



206 



Die Lufthülle 



der Blätter mit den Firnschichten am Marzel-, Vernagt- und Ober- 
sulzbachgletscher und H. F. Reid am Fornogletscher festgestellt, und 
die internationale Gletscherkonferenz im September 1905 18 hat sich 
dieser Auffassung angeschlossen. Die Umformung der einen Struktur 
in die andere ist allerdings eine Folge des seitlichen Druckes, den 



SliififiiP 



IMW 







Grundriß 
Fijr. 45. 




Querschnitt 




Längsschnitt 
Blätterstruktur des Gletschers nach Crammer. 17 



der Eiskörper bei dem Übergang aus dem weiten Firnbecken in 
das enge Gletscher tal erleidet. Die Schichten werden dadurch zer- 
teilt und gefaltet, und um so steiler, je näher sie der Achse liegen. 
Hess 19 hat durch Versuche mit Wachs dargetan, daß sich horizontale 
Schichten, die durch eine Preßform herausgedrückt werden, gegen 
den Rand zu löffeiförmig aufwärts krümmen. 

Die Blätterstruktur hat Crammer zur Erklärung der Gletscher- 
bewegung herangezogen. Die Staublagen der Firnschichten, die in 
das Gletschereis übergehen, schaffen hier durchlaufende Fugen, die 
die Körner der einzelnen Blätter voneinander trennen, und diese 
Schichtflächen „ermöglichen eine Verschiebung in der Weise, daß 
sich die Schichten als Ganzes infolge der Einwirkung der Schwer- 
kraft in der Richtung des Fallens der Schichten übereinander hinweg- 
schieben". Hess bestreitet, daß der Zusammenhang der Eismasse 
längs der Schichtflächen geringer sei als in der übrigen Masse, und 
stützt sich auf Laboratoriumsversuche 20 , die aber Crammer 21 nicht 
als beweiskräftig anerkennt. Ähnliche Ansichten, wie der letztere, 
haben schon früher Chamberlin 22 in bezug auf das nördliche Grön- 
land und Hamberg 23 betreffs der Spitzbergengletscher geäußert. Die 
Mehrzahl der Gletscherforscher neigt indes der reinen Strömungs- 
theorie zu, die in der Bewegung der Gletscher einen molekularen 
Vorgang, eine fortwährende Lagenveränderung der kleinsten Massen- 
teilchen, wie beim fließenden Wasser, erblickt, ohne den Struktur- 



Gletscher 



207 



Verhältnissen und der Regelation einen maßgebenden Einfluß ein- 
zuräumen. Nur ist damit, wie Crammer mit Recht hervorhebt, die 
Erhaltung der Kristallstruktur bis an das Ende der Gletscher schwer 
vereinbar. So ringen die Meinungen noch miteinander: ein Beweis, 
wie beschränkt noch unser Einblick in der Sachverhalt ist. 

Theorie des stationären Gletschers. Man kann von den Ursachen 
der Gletscherbewegung absehen und sich zunächst auf die Frage 
nach der Art dieser Bewegung beschränken. Man muß dabei von 
vereinfachenden Voraussetzungen ausgehen, um das Phänomen der 
mathematischen Behandlung zugänglich zu machen; der Vergleich 
des rechnerischen Ergebnisses mit der Beobachtung muß dann lehren, 
ob und inwiefern jene Voraussetzungen zutreffen. Diesen Weg hat 
Finsterwalder 24 eingeschlagen. 

Fig. 46 a stellt den Längsschnitt einer Röhre dar, durch die sich 
eine Flüssigkeit von links nach rechts bewegt. Diese Bewegung ist 





Fig. 46 a. 



Fig. 46 b. x 



stationär und stetig. Die erste Eigenschaft besteht darin, daß 
die Strömung nach Richtung und Größe unverändert bleibt, also von 
der Zeit unabhängig ist; die Stetigkeit besagt, daß benachbarte Teil- 
chen immer benachbart bleiben, also nicht aus dem Innern nach der 
Wand oder umgekehrt gelangen können. Jedes Teilchen beschreibt 
eine Stromlinie, benachbarte Teilchen also benachbarte Stromlinien. 

Nun denken wir uns durch die Röhre eine Fläche abc gelegt 
und den oberen Teil entfernt. Es entsteht die Frage: kann die 
Strömung im unteren Teil ihren ursprünglichen Charakter noch 
aufrecht erhalten? Die Antwort lautet: ja, wenn — wir nehmen 
eine Stromlinie heraus — ■ die entfallenden Stücke ef und gh ander- 
weitig ersetzt werden, ef durch Zufuhr und gh durch Wegnahme. 

So entsteht die Fig. 46 b. Sie stellt uns einen stationären und 
stetigen Gletscher im Längsschnitt dar. Die Trennungsfiäche abc 
ist die Oberfläche des Gletschers; der verbleibende Röhrenteil das 
Gletscherbett, b bezeichnet die Firnlinie. Das Wesen der statio- 
nären Gletscherbewegung besteht nun darin, daß die Stromlinien des 
Firns talabwärts, die der Eiszunge talaufwärts einfallen, daß also 
jedes Teilchen der Firnoberfläche untertaucht, sich im Innern 

x Es, muß davor gewarnt werden, die Stromlinien, von denen ja nur 
einige eingezeichnet sind, als Schichtung aufzufassen. 



208 



Die Lufthülle 



des Gletschers talabwärts bewegt und dann an einer bestimmten 
Stelle der Eiszunge wieder auftaucht (e z. B. in g). Je weiter es 
von der Firnlinie entfernt ist, desto länger ist seine Stromlinie, nur 
in der Firnlinie kehrt diese Stromlinie in sich selbst zurück. Ober- 
halb der Firnlinie herrscht Auftragung, unterhalb Abschmelzung; 
Zufuhr und Abfuhr des Materials müssen sich das Gleichgewicht halten. 
Eine weitere Erläuterung bietet uns Fig. 47. FF ist die Firn- 
linie, die Nähr- und Zehrgebiet scheidet. Legen wir im Nährgebiet 

einen Stein auf die Oberfläche, 
so wird er von dem sich bewegen- 
den Eis in die Tiefe gezogen; 
Steine aber, die auf der Firn- 
linie oder im Zehrgebiet gelegt 
^ werden, entgehen diesem Schick- 
sal und werden passiv an der 
Oberfläche talabwärts getragen. 
Sie beschreiben dabei sog. Be- 
wegungslinien (1, 2, 3, usw.), 
die man experimentell be- 
stimmen kann, wie es z. B. von 
Blümcke und Hess auf dem 
Hintereisgletscher geschah. Nach 
unten gehen sie strahlenförmig 
auseinander, so daß die seit- 
lichen Bewegungslinien schon 
am oberen Rand der Eiszunge, 
also an der Talböschung enden. Verlängert man sie nach oben bis 
zum hintersten Eand des Firnfeldes und verbindet man ferner das 
Ausgehende der Stromlinien miteinander (die punktierten Linien in 
Fig. 47), so erhält man ein Liniennetz, von dem jede Masche im Nähr- 
gebiet einer bestimmten Masche im Zehrgebiet entspricht. Das Teil- 
chen A z. B. kommt in a wieder zum Vorschein, B in b usw., sodaß 
die Fläche AB CD im Firnfeld der Fläche ab cd in der Eiszunge 
entspricht. Nun sind alle Bedingungen einer streng mathematischen 
Behandlung erfüllte Um zu praktischen Ergebnissen zu gelangen, 




Fig. 47. Oberfläche des stationären 
Gletschers (nach Finsterwaldeb) 



x Nennen wir 

die entsprechenden Flächen 

die Auftragung bezw. Abschmelzung 

den Einfallswinkel der Stromlinie 

ihre Geschwindigkeit 

so bestehen die Gleichungen 

dF. A = dF. V. sin = df.a 



m Firn gebiet 

d¥ 

A 



V 



auf der Eiszunge 

df 
a 

<P 



df.v. sin <j>. 



Gletscher 209 



muß man freilich noch eine Keine anderer Hypothesen zu Hilfe 
ziehen, da man wohl die Bewegungslinien, den Betrag der Ab- 
schmelzung und die Oberflächengeschwindigkeiten durch Beobach- 
tung feststellen kann, aber nicht die Verteilung der Geschwindig- 
keiten innerhalb der Querschnitte, und bei den vorhandenen Gletschern 
auch nicht die Form der Querschnitte selbst. Es liegt nicht in 
der Tendenz dieses Buches, näher darauf einzugehen; es sei nur 
erwähnt, daß eine Probe günstig ausfiel. Die Bohrungen, die 
Blümcke und Hess 25 seit 1899 im Hintereisgletscher ausführten, 
und bei denen man den Grund oder wenigstens die Grundmoräne 
an 13 Stellen (bis zu 224 m Tiefe) erreichte, ergaben mit einer einzigen 
Ausnahme zwischen der erbohrten und berechneten Eismächtigkeit 
nur Differenzen von durchschnittlich 7 — 8 m. 

Moränen. An der Bewegung des Gletschers nimmt passiv auch 
aller Schutt teil, der von den eisfreien Talgehängen auf den Gletscher 
fällt, oder den dieser auf dem Grund vorfindet, oder den er sich 
durch seine eigene, allerdings noch immer nicht allseitig anerkannte 
erosive Kraft schafft. Er häuft [sich entweder als Oberflächen- 
moräne an den Seiten oder in der Mitte des Gletschers an 
(Fig. 44 und 48) oder gelangt in den Eiskörper selbst und bildet 
dann Innenmoränen, oder wird als Grundmoräne talabwärts 
befördert.* 

Die Entwicklung und Mächtigkeit der Oberflächenmoränen hängt 
zum größten Teil von der Ausdehnung und der Schuttproduktivität 
des den Gletscher überragenden Geländes ab. Fortwährende Fels- 
stürze haben den Baltorogletscher im Karakorumgebirge so mit 
Trümmern überschüttet, daß auf eine Länge von 50 km kein Eis 
mehr sichtbar ist. Dagegen ist die Oberfläche des Bismarckgletschers 
in den südpatagonischen Andes nach der Schilderung Hauthal's 
völlig schuttfrei. Ein allen Gletschern gemeinsamer Begleiter ist 
nur die Grundmoräne. Dringt man durch die Höhle, aus der der 
Gletscherbach kommt, unter die Eismasse ein, so findet man, daß 
diese nicht unmittelbar auf dem Felsboden aufruht, sondern daß sich 
eine Lage von Sand, Grus und Schlamm mit eingebetteten Gesteins- 
blöcken von verschiedener Größe dazwischenschiebt. Die Gesteine 
sind mehr oder weniger gerundet, ihre Oberfläche ist geglättet und 



x Wir folgen in der Nomenklatur den Vorschlägen der Gletscherkonferenz 
im August 1899, 26 die für bewegte und abgelagerte Moränen verschiedene 
Bezeichnungen empfohlen hat, jedoch mit der auch von Hess angewendeten 
Änderung, daß wir im Einklang mit der ganzen bisherigen Literatur die Unter- 
moräne Grundmoräne nennen. Ein anderes, kompliziertes System hat v. Böhm 27 
aufgestellt, und noch viel weiter ging #yen, 23 der 27 Moränentypen unterscheidet. 
Supan, Physische Erdkunde. 5. Aufl. 14 



210 



Die Lufthülle 



— wenn sie nicht besonders hart sind — mit Schrammen und 
Kritzen bedeckt. In gleicher Weise findet man, wenn man die 
Moräne entfernt, den Felsboden poliert und mit geradlinigen Kritzen 
in der Richtung der Gletscherbewegung bedeckt. Dasselbe Phänomen 




Fig. 48. Moränen und Gletschertische. 

beobachtet man auch an den Seitenwänden des Eisstromes; ihre 
ursprünglichen Unebenheiten sind abgerundet, und ihre Oberfläche 




Fig. 49. Querschnitt durch einen Gletscher nach Hess. 
G Grundmoräne. I Innenmoräne, (Q Quermoräne, eine seltenere Abart von Innen- 
moränen). M Mittelmoräne, S Seitenmoräne. 

ist blank gescheuert und geschrammt. Aber selbst diejenigen, die 
dem Gletscher die Kraft zuschreiben, Seebecken auszuschaufeln, 
sprechen ihm ausdrücklich die Fähigkeit ab, selbst abschleifend 
zu wirken. Dieses Geschäft besorgt vielmehr nach einer weit- 



Gletscher 211 



verbreiteten Ansicht die Grundmoräne. Man denkt sich die Seiten- 
flächen und die Unterfläche des Gletschers mit eingebackenen Ge- 
steinsblöcken wie mit Zähnen besetzt, und diese polieren und kritzen 
die Felsen und werden dadurch selbst zermalmt. Das Endprodukt 
dieses Prozesses ist eine schlammigsandige Masse, die zum Teil 
als Grundmoräne abgelagert, zum Teil durch den Gletscherbach 
(„Gletschermilch" wegen seiner trüben Farbe) herausbefördert 
wird. 

Die FiNSTERWALDER'sche Theorie wirft neues Licht auf die Ent- 
stehung und Zusammensetzung der verschiedenen Moränen aus Rand- 
und Grundschutt. Nur der Randschutt, der unterhalb der Firnlinie 
seinen Ursprung nimmt, bildet Oberflächenmoränen, und zwar ent- 
weder Seiten- oder Mittelmoränen, von denen die letzteren entweder 
von einer Felseninsel im Gletscherbett ausgehen oder durch Ver- 
einigung der inneren Seitenmoränen zweier zusammenfließender 
Gletscher entstehen. In dem Firngebiet wird aber aller Randschutt 
von den Stromlinien in die Tiefe gezogen, der Grundmoräne ein- 
verleibt und quillt mit den Stromlinien am Rand der Eiszunge 
wieder empor (also z. B. Schutt von I in Fig. 47 in 1, von IV in 4, 
von IX in 9). Denselben Weg nimmt auch der Grundschlamm, 
jedoch nur in einem ganz regelmäßig gestalteten Gletscherbett; 
wird aber dieses von Aufragungen unterbrochen, so kommen nicht 
bloß die untersten, sondern alle Stromlinien, die diese Aufragungen 
umfließen und sich unterhalb wieder vereinigen, mit Grundschlamm 
in Berührung, der dann eine Innenmoräne bildet und dort, wo die 
Stromlinien ausgehen, durch die Abschmelzung als Mittelmoräne zu- 
tage gefördert wird, entweder allein oder in Verbindung mit Rand- 
schutt, der unter den schon genannten Bedingungen an der Ober- 
fläche verbleibt. Solche Mittelmoränen, die im Eis wurzeln, unter- 
scheiden sich von denjenigen, die nur aus Randschutt bestehen, 
dadurch, daß sie talabwärts t immer breiter werden, ohne an Höhe 
abzunehmen, indem ihnen durch die sukzessive ausmündenden Strom- 
linien immer neues Material zugeführt wird. Diese Tatsache, ferner 
das plötzliche Auftreten von Mittelmoränen, deren Herkunft an der 
Oberfläche nicht zu ermitteln ist, das Vorkommen von Grundschutt 
in den Seitenmoränen, und endlich die Mächtigkeit der Grundmoräne 
finden durch Finterwalder's Theorie eine ungezwungene Erklärung. 
Eine schöne Bestätigung hierfür liefert der durch die Meereswogen bloß- 
gelegte Querschnitt des Barrygletschers in Alaska, der den Zusammen- 
hang zwischen Mittel- und Innenmoräne deutlich erkennen läßt. 

Unterliegt der Gletscher starker Abschmelzung, so kann die 
Seitenmoräne ganz oder zum Teil auf Felsgrund zu liegen kommen 

14* 



212 Die Lufthülle 



und wird dadurch dem Transport entzogen; in diesem Stadium be- 
zeichnet man sie als Ufermoräne. Auch die Grundmoräne kann 
zum Teil in Höhlungen unter dem Gletscher (wie z. B. unter dem 
Gletschertor) zur Ablagerung gelangen und bildet hier eine Grund- 
moränen decke. Aller andere Schutt aber wird bis an den Aus- 
gang verfrachtet und setzt hier die End- oder Stirnmoräne zu- 
sammen, die uns bald als schmaler Steinwall von wechselnder Höhe, 
bald als weite Schlamm- und Kiesfläche entgegentritt, in der mächtige 
Felstrümmer zwischen kleinen, unregelmäßigen Schutthügeln zerstreut 
liegen. Der Gletscherbach bearbeitet die abgelagerte Moräne und 
vermehrt sie mit seinen eigenen Schlammassen; manchmal vermischt 
sich damit auch der vom Gletscher zusammengeschobene lockere 
Boden des Vorlandes. Ist der Boden schwach geneigt, wie vor den 
Gletschern Islands und Alaskas, so ist der Bach, nachdem er die 
Endmoräne durchbrochen hat, genötigt, einen großen Teil seines 
Schuttmaterials abzulagern, zuerst den groben Schotter, dann immer 
feinere Bestandteile. Auf diese Weise entsteht außerhalb der End- 
moräne ein wachsender Schwemmkegel, für den sich der in Island 
gebräuchliche Name Sandr einzubürgern beginnt. 

Die ehemalige Ausdehnung schwindender Gletscher verrät die 
Grundmoränendecke, in der Reste der Oberflächen- und Innen- 
moränen in streifenförmiger Anordnung als Längsmoränen auf- 
treten. 

Auf die Abschmelzung übt der Oberflächenschutt einen großen 
Einfluß aus, teils hemmend, teils fördernd. Massenanhäufungen 
schützen Teile des Gletschers vor diesem Zerstörungsprozeß. Die 
Mittelmoräne liegt auf einem Eiswulst; einzelne größere Stein- 
blöcke scheinen gleichsam aus dem Eis hervorzuwachsen. So ent- 
stehen die bekannten, stets nach der Mittagsseite geneigten Gletscher- 
tische (Fig. 48), denen freilich nur eine vergängliche Existenz be- 
schieden ist. Die Sandkegel, die oft eine Höhe von mehreren 
Metern erreichen, ruhen ebenfalls auf geschützten Eiserhöhungen. 
Dagegen sind dünne Sand- und Schlammlagen, wie solche von den 
Abhängen herabgeschwemmt oder durch den Wind herbeigeführt 
werden, nicht nur kein Schutzmittel, sondern geradezu Beförderer der 
Abschmelzung. Sie sammeln sich als sogenannte Schmutzbänder 
in den Ogiven und in den Vertiefungen, welche die zusammen- 
gewachsenen Querspalten unterhalb eines Gletscherfalles bezeichnen, 
und verharren in ihrer Lage, indem sie sich immer tiefer in das 
Eis hineinfressen, oder sie schaffen selbständig Löcher, die an ähn- 
liche Erscheinungen auf Kalkplateaus erinnern. Das ist übrigens 
nicht die einzige Ähnlichkeit zwischen den Oberflächenformen schwach 



Gletscher 213 



geneigter, sich langsam bewegender und spaltenarmer Gletscher und 
den sogenannten Karsterscheinungen, die wir an einer späteren 
Stelle kennen lernen werden. Die Ursachen sind in beiden Fällen 
dieselben: Löslichkeit des Materials im Wasser, Zerklüftung und 
unterirdische Wasserzirkulation. Sieger 29 hat diese Analogien 
systematisch verfolgt; die schon erwähnten Gruben, die sog. Firn- 
schalen und Wasserlöcher, die Trichter, die teils Gletschermühlen 
in größerem Maßstab sind, teils durch den Einsturz innerglazialer 
Hohlräume entstehen und dann bis auf den Grund reichen, ferner 
die Höhlen und die unterglazialen Wasserläufe werden hierher ge- 
rechnet. 

Gletscherschwankungen. Als ein klimatologisches Phänomen 
ist der Gletscher in seiner Existenz und in seinen Lebensäußerungen 
von den wechselnden Witterungsverhältnissen abhängig, von der 
Temperatur im Abschmelzungs- und von der Höhe des Nieder- 
schlages im Nährgebiet. Der stationäre Zustand kann nur da- 
durch annähernd aufrecht erhalten bleiben, daß zwischen Mächtigkeit 
und Bewegung eine Art Gleichgewicht hergestellt wird. Das trifft, 
wie die Erfahrungen am Ehönegletscher zeigen, in der Tat auch zu: 
die Geschwindigkeit wächst mit der Mächtigkeit, einer Er- 
höhung des Eisstandes um 1 m entspricht ungefähr eine Geschwin- 
digkeitszunahme um 2 m im Jahr. Von der Geschwindigkeit 
hängt aber direkt die Länge des Gletschers ab. 

Länge und Mächtigkeit sind einer deutlichen jahreszeitlichen 
Periode unterworfen, die sich eng an die Temperaturkurve an- 
schließt. Im Durchschnitt der Jahre 1895 — 97 zeigte der Untere 
Grindelwaldgletscher folgendes Verhalten: Minimum der Länge und 
Mächtigkeit im September, von September bis Mai Vorstoß und 
Anschwellung, im Mai Maximum der Länge und Mächtigkeit, von 
Mai bis September Rückzug und Abzehrung. x 

Diese jahreszeitlichen Veränderungen sind aber nur von ganz 
untergeordneter Bedeutung gegenüber jenen von langer Dauer, denen, 
soweit geschichtliche Nachrichten reichen oder alte Moränen an- 
zeigen, alle Gletscher unterliegen. Über die Schweizer Alpen sind 
wir am besten unterrichtet, sie sind seit 1880 unter strenge Auf- 
sicht gestellt, die in der Folge auch auf die übrigen Alpen aus- 
gedehnt wurde, und seit 1894 besteht eine „Commission internationale 



x Abstand der Gletscherzunge vom Fixpunkt 14 (= A) und Höhe der Marke 
am Rauftbodenband (= H), beides in Metern nach der Tabelle von Baltzer: 30 

Jan. Febr. März April Mai Juni Juli Aug. Sept. Okt. Nov. Dez. 
A 21, 9 19.3 17,8 15,6 13,3 14,4 18,* 24,5 29,o* 28,6 28,2 22,6 
H 10,o (10) — 6,6 5,3 — 11,4 11,4 13,o* 13,o 12,6 10,5 



214 



Die Lufthülle 



des glaciers", die Nachrichten von der ganzen Erde zn sammeln 
bemüht ist. 

Im 19. Jahrhundert erreichten die Alpengletscher zwei Maximal- 
stände, um 1820 und 1855. 1856 begann ein allgemeiner Rückzug 
von Savoyen bis Tirol, der dann auch die übrigen Alpen ergriff. 
1875 trat eine neue, aber nicht allgemeine Vorstoßphase ein, die 
sukzessive von W nach fortschritt und in der Schweiz schon 
1898 ein Ende erreichte, während sie in Südtirol 1884 und in den 
übrigen österreichischen Alpen erst 1890 begann, um bald, schon in den 
ersten Jahren des neuen Jahrhunderts wieder zu erlöschen. Was wir 
jetzt im wissenschaftlichen Sprachgebrauch eine Gletscherperiode 

nennen, setzt sich aus 



map Alte Moräne 
— MoräiieT.1818 

nimmt« /; p I85G 

Gletsc/ierrand 18Tt 
„ 1882 




„rtinm'iimimmffl« 1 "™ — •" 



Fig. 50. Rückgang des Rhonegletschers (nach A. Heim, 
mit Fortsetzung bis 1904). 



einer verhältnismäßig 
kurzen Vorstoß- und 
einer langen Eückzugs - 
phase zusammen. 

Ein besonders an- 
schauliches Bild ge- 
währen uns die Ver- 
messungen desRhöne- 
\ % gletschers,die seit 1874 

\ % \^'y^-""" regelmäßig durchge- 

führt werden. Den 
älteren Stand zeigen 
die Moränen an; wir 
ersehen aus Fig. 50, wie beträchtlich der Gletscher seit 1856 zurück- 
gegangen, und eine wie große Fläche nun eisfrei geworden ist. Die Un- 
regelmäßigkeit des Randes erklärt sich manchmal aus rein zufälligen 
UrsacheD , manchmal aber auch aus einer Unregelmäßigkeit der Be- 
wegung. Der Suphellengletscher z. B. zog sich 1899 — 1903 in der 
Mitte um 32 m zurück, während der eine Rand stationär blieb und 
der andere um 42 m vorrückte. 31 Aber nicht die Längen- und 
die Arealabnahme sind entscheidend für das Maß des Rückganges, 
sondern nur der Volumverlust, und dieser nimmt — ■ einige Aus- 
nahmen abgerechnet — absolut mit der Größe des Gletschers zu. x 
Mit den Schwankungen der Gletscher scheinen auch Schwan- 
kungen der Firngrenze in Verbindung zu stehen, wenigstens hat es 
Mougin 32 für die savoyischen Alpen wahrscheinlich gemacht, daß 



x Nach der Tabelle in Hess, Die Gletscher, S. 290, habe ich, um ver- 
gleichbare Zahlen zu schaffen, den durchschnittlichen Jahresverlust be- 
rechnet. Die Flächenzahlen stammen von Richter. 



Gletscher 



215 



die Firnlinie jetzt 400 m höher liegt, als zur Zeit der Herausgabe 
der Carte de France (1864). 

Der klimatologischen Seite dieses Problems werden wir an einer 
späteren Stelle näher treten, hier wollen wir nur die Ansichten der 
Forscher darüber hören, wie es zu erklären sei, daß eine einseitige 
BeweguDg lange Zeit anhält, obwohl indessen der Witterungs- 
charakter der Jahre wiederholt wechselt. 

Eine ausgebildete Theorie verdanken wir Forel 33 . Er geht 
dabei von dem Satz aus, daß die Länge des Gletschers von seiner 
Geschwindigkeit, und diese wieder von der Mächtigkeit des Eises 
abhängt. Wir haben also nach den Ursachen der wechselnden 
Mächtigkeit des Gletscherkörpers zu fragen, und diese sind offenbar 
die Abschmelzung und die Speisung durch den Firn. Die erstere 
wird zwar durch die Mitteltemperatur des Sommers bedingt, aber 
diese wirkt nicht sogleich auf die Dicke des ganzen Eisstromes ein. 
Ist sie nur vorübergehend sehr groß oder sehr gering, so wird sie 
auf die Lage des Gletscherendes am Schluß des betreffenden 
Sommers wenig Einfluß haben; vielmehr entscheidet darüber unter 
sonst gleichen Verhältnissen der durchschnittliche Gesamtcharakter 
einer größeren Eeihe früherer Sommer. 

In zweiter Linie kommt die Niederschlagsmenge in Betracht, 
denn von ihr hängt die Mächtigkeit des Firns und damit der Be- 
trag der Zufuhr ab. Forel zeigte, daß diese Ursache von oben 
nach unten ihre Wirkung steigert. Nur mit wenig geminderter 
Mächtigkeit gelangt z. B. das Firneis bis zu einem gewissen Punkt 
des oberen Gletschertales. Die Folge davon ist Abnahme der Ge- 
schwindigkeit und Zunahme der Abschmelzung. Schon stärker ver- 
mindert fließt die betreffende Eispartie weiter talabwärts, und zwar 



Gletscher 

Kleinfleiß (1850—96) 
Glieder (1856?— 92) . 
Wurten (1850—96) . 
Goldberg (1850—96) . 
Karleisfeld (1856—1900) 
Alpeiner (1848—92) . 
Sulden (1856—96) . 
Hochjoch (1847—1902) 
Obersulzbach (1850—92) 
Vernagt (1856—95) . 
Hintereis (1856—1902) 
Rhone (1856—99) . . 
Gepatsch (1856?— 96) 
Pasterze (1856—1902) 



Fläche 
ha 


Längen abnähme Flächenverlust Volumverlust 
m ha Mill. cbm 


162 


über 6,4 




0,28 




0,70 


367 




22,2 


über 


1,27 


ca. 


0,95 


388 




15,9 




0,85 




1,51 


404 




9,6 




0,74 




1,66 


530 




20,0 




2,22 




4,00 


767 




17,8 




1,13 




1,11 


1092 




32,9 




1,66 




2,07 


1243 




7,i 


über 


1,11 




2,86 


1604 




— 




1,35 


über 


2,33 


1706 




57,5 




6,00 




6,15 


2109 




14,9 


über 


1,83 




4,26 


2167 


über 


29,5 




2,88 


über 


5,68 


2495 




18,o 




2,19 




3,66 


3196 




— 




— 


ca. 


6,81 



216 Die Lufthülle 



mit noch geringerer Geschwindigkeit und daher noch mehr dem 
Abschmelzungsprozeß preisgegeben. In einer gewissen Anzahl von 
Jahren kann diese eine Ursache die ganze Länge des Gletschers 
durchwandert haben x und dann erst auf die Lage des Gletscher- 
endes bestimmend einwirken. Nicht die Niederschlagsmenge des 
betreffenden Jahres ist also dafür maßgebend, ob der Eisstrom 
vorrückt oder zurückgeht, sondern das Mittel der Schneemassen, 
die in den letzten Jahrzehnten gefallen sind. 

Wenn — so schließt Foeel weiter — eine kleine Abnahme der 
Eiszufuhr durch allmähliche Summierung ihrer Wirkungen eine 
große Abnahme des Gletschers zur Folge hat, so muß auch eine 
kleine Steigerung der Niederschläge genügen, um in einer längeren 
Periode einen großen Gletschervorstoß zu erzeugen. Die Zulässig- 
keit dieser Schlußfolgerung wurde von Bichtek 34 bestritten, denn 
wenn auch oben die Geschwindigkeit wachse, so könne sie sich 
doch erst dann nach unten fortpflanzen, wenn sie den Widerstand 
der trägen unteren Masse überwunden habe. Gelingt dies, so wird 
die Eiszunge durch Zusammenschub dicker und kommt dadurch 
rasch in eine schnellere Bewegung. Auf diese Weise erklärte Richter 
den baldigen Eintritt des Vorstoßes nach naßkalten Jahren, wie 
auch das ungleiche Verhalten selbst benachbarter Gletscher. 
So zeigte im Montblanc-Massiv der Glacier des Bossons schon 1875 
den Beginn der Vorstoßperiode an, aber 15 Jahre dauerte es, bis 
alle Gletscher dieses Gebirges von der neuen Bewegung ergriffen 
wurden, und zuletzt sein größter, der Glacier des Bois. Hess 1 
findet nach genauer Untersuchung diese auffallende Tatsache in 
orographischen Verhältnissen begründet. Die Empfindlichkeit eines 
Gletschers gegenüber den wechselnden klimatischen Bedingungen ist 
um so größer, 1. je geringer der Breitenunterschied zwischen der 
Firnmulde und dem Gletschertal ist, oder mit anderen Worten, je 
geringer die Stauung ist, die der Eisstrom bei dem Übertritt aus 
der Mulde in das Tal erfährt, 2. je größer die Neigung des Firns 
ist, weil davon der Druck auf die Eiszunge abhängt, und 3. je 
kürzer die Eiszunge ist, weil dann auch die klimatische Veränderung 
kürzere Zeit braucht, um in der Lage des Gletscherendes zum Aus- 
druck zu kommen. 

Richter 35 hat die Geschichte der Alpengletscher bis in das 
17. Jahrhundert verfolgt und eine Anzahl von Gletscherperioden von 



x Das tritt sehr schön am Hintereisferner hervor: 13 
Entfernung vom Ende 4800 m 2700 m 1750 m 600 m 350 m 

Eintritt des Minimums 

der Geschwindigkeit 1900—01 1900—01 1900-02 1901—03 1902-04 



Gletscher 217 



durchschnittlich 35 jähriger Dauer festgestellt und sie — wie wir 
später sehen werden — mit klimatischen Schwankungen in Ver- 
bindung gebracht. Für die älteren Zeiten fließen natürlich die 
Geschichtsquellen spärlich, und bedeutende Ereignisse, wie Gletscher- 
ausbrüche und Gletscherstürze, fallen nicht immer mit einem allge- 
meinen Vorstoß zusammen. Rabot 36 unterscheidet dreierlei Schwan- 
kungen: mehrhundertjährige, primäre und sekundäre. Die ersteren 
sind problematisch, dagegen hat die Unterscheidung von primären 
und sekundären viel für sich. Die primären Schwankungen sind 
allgemein und intensiv (Längenänderungen von mehr als 1 km), die 
sekundären sind partiell und schwach und nur untergeordnete Unter- 
brechungen der primären Schwankungen. Für die Alpen können 
wenigstens die Vorstöße 1660 — 1720 und 1814 — 1855 und der 
Rückzug seit 1856 -als primär angesehen werden, der Vorstoß seit 
1875 aber nur als eine sekundäre Erscheinung. Die Nachrichten über 
die übrigen Gebirge sind dürftig. Der Rückzug um die Mitte des 
19. Jahrhunderts scheint eine weit verbreitete, vielleicht allgemeine 
Erscheinung gewesen zu sein, wenn er sich auch stellenweise etwas 
verspätet eingestellt hat, so z. B. am Vatna Jökull auf Island erst 
nach 1880. 37 Vom Ende des 18. Jahrhunderts bis zu diesem Zeit- 
punkt war das isländische Inlandeis in beständigem Wachstum be- 
griffen, die älteren Perioden sind also hier nicht zur Geltung ge- 
kommen. Ähnlich verhielten sich die norwegischen Gletscher. 38 
Auf einen großen Vorstoß von 1700 bis 1743 folgte ein ebenso 
starker und allgemeiner Rückzug, nur unterbrochen von kurzen 
Vorstößen (1807/12 und 1835—40); ob das Vorrücken, das man an 
einigen Gletschern seit der Mitte dieses Jahrzehnts beobachtet hat, 
eine neue Periode einleitet, muß erst die Zukunft lehren. Vielleicht 
machen, wie Hess vermutet, orographische Gründe die skandina- 
vischen Gletscher für weniger tief eingreifende Klimaschwankungen 
unempfindlich. 

Literaturnachweise. ! Neuestes Hauptwerk II. Hess, Die Gletscher, 
zitiert S. 191. Ferner E. Eichter, Ostalpen, zit. S. 190. — 2 Das umfassendste 
Werk darüber ist J. Coaz, Die Lauinen der Schweizeralpen; Bern 1881. — 
3 F. W. Sprecher, Grundlawinenstudien, im Jahrbuch des Schweizer Alpen- 
klubs, 1899—1902. — * F. deFilippi, Die Forschungsreise S. K. H. des Prinzen 
Ludwig Amadeus von Savoyen, Herzogs der Abruzzen, nach dem Eliasberg 
in Alaska i. J. 1897; Leipzig 1900. — 5 W. H. Sherzer, G-laciers in the Canadian 
Rockies and Selkirks, in den Smithsonian Contributions to Knowledge, 
Bd. XXXIV, 1907. — 6 R. D. Salisbury in The Journal of Geology, Chicago 
1895, Bd. III, S. 887 ff. — 7 A. Blümcke und H. Hess, Untersuchungen am 
Hintereisferner, 2. Wissensch. Ergänzungsheft zur Zeitschrift des D. u. Ö. 
Alpen Vereins, 1899. — 8 A. Blümcke und H. Hess in den Mitteilungen des D. u. Ö. 



218 Die Lufthülle 



Alpenvereius, 1905, S. 45. — 9 E. v. Drygalski, Grönland-Expedition der Gesell- 
schaft für Erdkunde zu Berlin, 1891—93, I. Bd.; Berlin 1897. — 10 A. Blümcke 
und S. Finsterwalder, Die Gletscherbewegung mit Berücksichtigung ihres 
senkrechten Anteils, in der Zeitschrift für Gletscherkunde 1906, Bd. I. — " Sven 
Hedin, in der Zeitschrift der Berliner Gesellschaft für Erdkunde, 1895, S. 127. 
— " H. Hess in Petermann's Mitteilungen, 1902, S. 113. — 13 A. Blümcke und 
S. Finsterwalder in den Sitzungsberichten der math.-physik. Klasse der Baye- 
rischen Akademie der Wissenschaften, 1905, Bd. XXXV, S. 109. — u H. Crammer 
in der Zeitschrift für Gletscherkunde, 1906, Bd. I, S. 225. — 15 Emden, Über 
das Gletscherkorn , in den Denkschriften der Allgemeinen Schweizerischen 
Gesellschaft für die gesamten Naturwissenschaften, 1893. — 1S 0. Mügge im 
Neuen Jahrbuch für Mineralogie usw., 1895, Bd. II, S. 211, u. 1899, Bd. II, 
S. 123. — 17 H. Crammer, Eis- und Gletscherstudien, im XVIII. Beilageband 
zum Neuen Jahrbuch für Mineralogie usw., 1903. Zur Entstehung der Blätter- 
struktur der Gletscher aus der Firnschichtung, in der Zeitschrift für Gletscher- 
kunde 1907, Bd. II. Struktur und Bewegung des Gletschereises, in den Mit- 
teilungen der Geogr. Gesellschaft in München 1909, Bd. IV. — ls Protokoll in 
Petermann's Mitteilungen, 1905, S. 256. — 19 H. Hess, Über den Zusammenhang 
zwischen Schichtung und Bänderung der Gletscher, im Neuen Jahrbuch f. 
Mineralogie usw., 1902, Bd. I. — 20 H. Hess in den Annalen der Physik, 1902 
Bd. VIII, S. 405. — 21 H. Crammer im Neuen Jahrbuch für Mineralogie usw., 
1905, Bd. II. S. 33. — 22 T. C. Chamberlin, Eecent Glacial Studies in Green- 
land, im Bulletin of the Geological Society of America, 1905. — 23 A. Hamberg 
im Ymer, 1894, S. 25. — 24 S. Finsterwalder, Der Vernagtferner. Wissen- 
schaftliche Ergänzungshefte zur Zeitschrift des D. u. Ö. Alpen Vereins, Nr. 1, 
1897. — 25 A. Blümcke und H. Hess in der Zeitschrift für Gletscherkunde 1909, 
Bd. IV, S. 66. — 26 Bericht von E. Eichter in Petermann's Mitteilungen, 1900, 
S. 77. — 27 A. v. Böhm, Geschichte der Moränenkunde-, Wien 1901. — 2S P. A. 0yen, 
Versuch einer glazialgeologischen Systematik, in Kristiania Videnskabs Selskabs 
Förhandlinger, 1904. — 29 E. Sieger, Karstformen der Gletscher, m der Geo- 
graphischen Zeitschrift 1895. — 30 A. Baltzer, Studien am Unter-Grindelwald- 
gletscher, in den Denkschriften der Schweizerischen Naturforschenden Gesell- 
schaft, 1898. — 31 Nach J. B. Bekstad in der Zeitschrift für Gletscherkunde 
Bd. III, S. 45. — 32 P. Moügin, ebenda, Bd. II, S. 285. — 33 F. A. Forel, Essai 
sur les Variation s periodiques des glaciers, in d. Archives des sciences physiques 
et naturelles, Genf 1881; Lecture sur les variations periodiques des glaciers, 
ebendaselbst, 1900. In streng mathematischer Weise unter vereinfachenden 
Voraussetzungen hat S. Finsterwalder „die Theorie der Gletscherschwankungen" 
in der Zeitschrift für Gletscherkunde, Bd. II, S. 81, behandelt. — 3 * E. Eichter, 
Ergebnisse und Probleme der Gletscherforschung, in den Abhandlungen der 
Geographischen Gesellschaft in Wien, Bd. I, 1899. — 35 E. Eichter, Geschichte 
der Schwankungen der Alpengletscher, in der Zeitschrift des D. u. Ö. Alpen- 
vereins 1891. — 36 Ch. Eabot, Essai de Chronologie des variations glaciaircs, 
im Bulletin de geographie historique et descriptive, 1902. — 37 Ch. Eabot in 
der Zeitschrift für Gletscherkunde, Bd. I, S. 132. — 38 P. A. Oven, ebenda, S. 46. 



Die geographische Verteilung der Gletscher. 

(Siehe Karte XIV.) 
Die Tropen. Die angeheftete Karte XIV zeigt, daß die Glet- 
scher vorzugsweise ein polares Phänomen sind. Hess schätzt die 






Die geographische Verteilung der Gletscher 



219 



vereisten Gebiete auf 15156000 qkm, wovon nahezu 2 Mill. auf 
Grönland und 13 Mill. auf den antarktischen Kontinent gerechnet 
werden. x Aber die Gletscher sind an keine Zonen gebunden; man 
kann nur sagen, daß ihre orographischen Ansprüche um so größer 
werden, je höher sich die klimatische Schneegrenze erhebt. Auch 
in den Tropen fehlen sie nicht; da aber hier nur einzelne Vulkan- 
riesen in die Kegion des ewigen Schnees hineinragen, so ist das 
Gletscherphänomen hauptsächlich in der Form der Firngletscher 
entwickelt. In Afrika sind die Eisbildungen des Kenia, Kili- 
mandscharo und Ruwenzori genauer studiert worden. Der erstere 
(5240 m hoch) entsendet nicht weniger als 15 Gletscher, aber nur 
einer davon erreicht eine Länge von iy a km und die tiefste Eiszunge 
endet schon in 4400 m Seehöhe. 1 Ein Eismantel hüllt den 6000 m 
hohen Westgipfel des Kilimandscharo, den Kibo, ein und reicht auf 
der Nordostflanke bis 5650, im W bis 4700, im SW bis 4400 und 
im SO bis 5350 m herab. Hoch- und Firnschnee vereinigen sich zu 
einem einzigen Gürtel, von dem im W und SW die kleinen Gletscher 
fingerförmig auslaufen. 2 Die Eisbedeckung des Ruwenzori ist über- 



x Hess hat folgende Flächenzahlen der Vergletscherung der Erde auf- 
gestellt, denen wir Relativzahlen beifügen: 



Europa 



ungef. 



qkm 

1 Pyrenäen .... 40 
Alpen .... über 3800 
Skandinavien . . . 5000 

Asien „ 

Nordamerika „ 

Südamerika „ 

Neuseeland über 

Afrika 

Gemäßigte und tropische Zone ungef. 



qkm o/oo 

Nowaja Semlja . . 15000 163 

Franz- Josef-Land . 17000 860 

Spitzbergen . . . 56 000 841 

Island 13 400 130 

Jan Mayen ... 70 169 

Grönland .... 1900000 876 

Nordamerik. Inseln 100000 73 

f Inseln 3000 231 \ 

\ Festland am Südpol 13000000 930(?X J 



Arktis 



Antarktis 



qkm 


auf 
1000 qkm 


9000 


0,9 


12000 


0.3 


20000 


1,0 


10000 


0,6 


1000 


3,7 


20 


— 


52000 


0,5 


qkm 


auf 

1000 qkm 


2101000 


544 



13 003000 930 



Kalte Zone 15 104 000 



802 



Summe 15156 000 100 



220 Die Lufthülle 



schätzt worden, auch hier finden sich nur Hängegletscher. Einer 
ähnlichen Ausbildungsweise begegnen wir im tropischen Amerika. 4 
Die Forschungen von Reiss, Stübel, Whympeb, Hans Meyer u. a. 
haben uns auch hier eine verhältnismäßig reiche Schneewelt ent- 
hüllt, aber meist sind es nur Eismäntel, die sich den höchsten 
Vulkankegeln anschmiegen, zum Teil geschützt durch eine Aschen- 
decke; ferner kleine Hängegletscher und nur unter besonders günstigen 
orographischen Verhältnissen Eisströme von echt alpinem Typus, wie 
am nicht vulkanischen Sara-urcu in Ecuador, wo sie bis 4200 m 
Seehöhe herabsteigen. 

Als eine charakteristische Eigentümlichkeit der tropischen Schnee- 
felder und Gletscher hat Hans Meyer 2 die tiefe und zugleich regel- 
mäßige Zerfressenheit ihrer Oberfläche bezeichnet. Rudimentäre 
Schmelzformen des Schnees wurden auch in den Alpen und auf 
Island 5 beobachtet, vereinzelte Schmelzkegel oder regelmäßige 
Kämme, die in der Richtung des Abfalls ziehen und dem schützen- 
den Staub ihren Ursprung zu verdanken scheinen (vgl. auch S. 212). 
Ihnen verwandt, aber nicht wesensgleich sind die Schmelzformen 
der warmen Zone zwischen 40° N und S, die man jetzt unter der 
Bezeichnung Zackenfirn x zusammenfaßt. An den Ostabhängen 
der argentinischen Cordilleren, wo man ihn zuerst kennen gelernt hat, 
führt er im Volksmund den bezeichnenden Namen Nieve penitente, 
d. h. Büßerschnee. Ausgedehnte Schneefelder in 3500 — 5000 m 
Höhe sind hier in parallele, V/ 2 — 2 x / 2 m hohen Figuren verwandelt. 
Von ferne betrachtet, nehmen sie sich wie ein Chor stehender oder 
knieender, in weiße Schleier gehüllter Frauengestalten aus. „Figur 
— so schildert sie Güssfeld — reiht sich an Figur, jede hoch und 
starr aufgerichtet, übermenschlich groß, eine jede von ihrem Nachbar 
verschieden, und alle scheinen, versteinerten Sündern gleich, auf ein 
erlösendes Zauberwort zu harren." Solcher Zackenfirn kommt auch 
in den Andes von Ecuador, am Kilimandscharo, in Kaschmir und im 
Karakorumgebirge in Höhen von über 5000 m vor. Daß sich die durch 
streng reihenweise Anordnung ausgezeichneten Firnpyramiden aus 
Firnkämmen entwickeln, geht aus den Beobachtungen Jaeger's am 
Kilimandscharo hervor, und die grundlegende Frage ist daher die, 
wie solche Kämme zustande kommen. Staubbedeckung spielt dabei 
in den Tropen keine Rolle, und es sind auch nicht Schmelzwässer, 
die das Schneefeld zerteilen, denn die Reihen der Zacken verlaufen 
nach Hauthal ohne Rücksicht auf die Abdachungsverhältnisse 



x Der Ausdruck „Kerzenfelder" hat sich glücklicherweise nicht 
gebürgert. 



Die geographische Verteilung der Gletscher 221 

NW-SO oder W-O. Es scheint also der Schnee selbst aus härteren 
und weicheren Streifen zu bestehen, und eine interessante Beobachtung 
von Hess 7 bei einem Schneefall in Ansbach gibt wenigstens einen 
Fingerzeig, wie unter dem Einfluß des Windes eine solche Ungleich- 
mäßigkeit enstehen kann. Nach Jaeger 8 sind die Spitzchen der 
Schneeflocken widerstandsfähiger als der übrige Schnee, zwar nicht 
an sich, sondern nur weil sie emporragen und andere Teile be- 
schatten. Es ist also die Sonnenstrahlung selbst, die eine reihen- 
weise Anordnung in ostwestlicher Richtung hervorruft. In den 
längeren Trockenzeiten der Tropen und in Höhen, wo die Luft- 
temperatur dauernd unter dem Gefrierpunkt bleibt, kann dann durch 
die Strahlung der hochstehenden Sonne oder durch warme W 7 inde 
der Schmelzprozeß innerhalb der weicheren Firnpartien seinen un- 
gehinderten Fortgang nehmen, während die härteren Partien erhalten 
bleiben. 

Gemäßigte Zonen. In den gemäßigten Zonen sind schon 
viele Kammgebirge mit ewigem Schnee bedeckt, und der alpine 
Gletschertypus gelangt dadurch zu fast ausschließlicher Herr- 
schaft. Dies gilt wenigstens für die Hochländer bis in die Nähe des 
60. Parallels; darüber hinaus entwickeln sich Übergangsformen, von 
denen später die Rede sein soll. Der Alpengürtel, der die Alte 
Welt durchzieht, ist in allen seinen höheren Teilen eine Stätte her- 
vorragender Gletscherbildungen. Auf der iberischen Halbinsel finden 
wir allerdings erst rudimentäre Anläufe. Selbst die Pyrenäen be- 
herbergen mit Ausnahme eines Talgletschers nur Hängegletscher 
und vorwiegend nur auf der Nordseite; der Maladettagletscher endet 
hier in 2300 m Höhe. Ein kleines Eisfeld soll auch die Sierra 
de Gredos besitzen. Der südlichste Eisstrom unseres Erdteiles ist 
der Corralgletscher am Nordabhang der Sierra Nevada in 2800 bis 
2900 m Höhe. Unser herrlichstes Schneegebirge sind, von Skandi- 
navien abgesehen, die Alpen. In der Schweiz und den angrenzenden 
italienischen Alpen sind 2029, in den Ostalpen 1462 qkm ver- 
gletschert; 9 die kristallinische Zone, als das höchste und kompakteste 
Gebirge, ist die eigentliche Heimat der Eis weit, x vor allem die 
Montblanc-Gruppe, das Berner Oberland, die Penninischen und die 
Otztaler Alpen. Allen voran steht der Aletschgletscher mit 129 qkm 
(doppelt so groß wie die Republik San Marino!), dann folgen der 
Gornergletscher mit 67, die Mer de Glace mit 55, der Fietscher- 
gletscher mit 41 und der Unteraargletscher mit 39 qkm. In den 
Ostalpen kann sich nur die Pasterze (32 qkm) damit messen. Der 

x In den Schweizer- und Ostalpen entfallen auf die kristallinische Zone 
8398, auf die nördlichen Kalkalpen76, und auf die südlichen 17 qkm Gletscherareal. 



222 Die Lufthülle 



Untere Grindelwaldgletscher hat den Ruhm, unter allen alpinen Eis- 
strömen am tiefsten in die Kulturregion hinabzusteigen; er endet jetzt 
in der Nähe des Dorfes Grindel wald in 1080 Seehöhe, 1818 reichte er 
noch bis zur Höhenlinie von 983 m. Sonst liegt das Ende der 
großen alpinen Talgletscher durchschnittlich schon in 2000 m Höhe. x 
Das nächste Gletschergebirge ist der Kaukasus, von dem 
einer seiner gründlichsten Kenner, Merzbacher 10 , sagt, „daß kein 
Teil der europäischen Alpen eine mehr ausgedehnte, ununter- 
brochene Eisbedeckung trägt, wie derjenige der kaukasischen Hochalpen, 
dessen Eckpfeiler Elbrus und Kasbek bilden, und daß kaum eine 
Einzelgruppe der europäischen Alpen in bezug auf Ausdehnung des 
gesamten Gletschermantels eine der bedeutenderen kaukasischen Hoch- 
alpengruppen übertrifft." Trotzdem sucht man auch im zentralen 
Kaukasus vergebens ein so imposantes Gebilde wie den Aletsch- 
gletscher, und die beiden größten Gletscher (Beziugi 64 und Seri- 
Kitlod 62 qkm) erreichen nicht einmal ganz den Gornergletscher. 
Entsprechend der Lage der Schneegrenze enden hier die Eiszuugen 
auf der Nordseite in durchschnittlich 2320 und auf der Südseite 
erst in 2100 m xx Seehöhe — am tiefsten steigt derTschalaat herab: 
bis 1628 m — ; aber wenn auch die Gletscherenden hier höher liegen 
als in den Alpen, so sind sie doch von einer reichlicheren Vegetation 
umgeben anstatt von öden Felsen und Geröllfeldern. Am gewaltigsten 
entwickelt sich das Gletscherphänomen in den hohen Randgebirgen 
Zentralasiens, im Himalaja, Karakorum, Hindukusch, Tienschan, 
und schon bedeutend schwächer im Altai. Im Himalaya enden die 
meisten Talgletscher in 3400 — 4200 m, der des Nanga Parbat in 
Kaschmir sogar erst in 2900 m Höhe. Noch gletscherreicher ist der 
Karakorum, wo die Eisströme nicht nur den Hintergrund der Quer- 
täler einnehmen, sondern auch in die Längstäler hinabsteigen und 
in diesen sogar flache Wasserscheiden überfluten. Das merkwürdigste 
Beispiel hat uns Conway's Expedition i. J. 1892 genauer kennen 
gelehrt (Fig. 51). n Wenn wir von Nagar in einem Seitental des 
Gilgit aufwärts gehen, so erreichen wir bei Hispar in 3145 m 



x Berechnung des mittleren Gletscherendes nach den Listen vonHEss: 

Zahl der Gletscher . . . 
Höchstes Gletscherende m 
Tiefstes ,, „ 

Mittleres „ „ 1880 2110 2060 1970 19:0 2240 2 .'70 1960 

Die Unregelmäßigkeit in der Verteiluag der Mittelwerte zeigt schon, daß 
weniger die Lage als der Bau des Gletscherbettes für die Höhe des Gletscher- 
endes maßgebend ist. 



N 


NO 


O 


SO 


S 


sw 


w 


NW 


35 


9 


10 


5 


6 


4 


6 


6 


2500 


2400 


2460 


2500 


2310 


2490 


2520 


2460 


1080 


1800 


1640 


1500 


1360 


1770 


2150 


1350 



Die geographische Vorteilung der Gletscher 



223 



Seehöhe das Ende des gleichnamigen Gletschers (60 km lang), der 
am Hisparpass (5380 m hoch) ohne Unterbrechung in den nach 
der entgegengesetzten Seite abfließenden Biafogletscher (51 km lang) 
übergeht. Dieser endet bei Korofan in 8000 m Seehöhe. Die Ge- 
samtlänge dieses gewaltigen Zwillingsgletschers entspricht dem Rhöne- 
tal vom Ehönegletscher bis Martigny. Das Hauptfirngebiet des Biafo- 
gletschers bezeichnet Conway wegen seiner anscheinend völligen Flach- 
heit als „Firnsee" (Schneesee in Fig. 51); er bedeckt ein Areal von 
etwa 300 qkm, auf dem das Fürstentum Reuß ä. L. oder das Ge- 
biet der Hansastadt Lübeck bequem Platz hätten. Die tibetanischen 
Gebirge sind, mit Ausnahme des zentralen Kwenlun, zu trocken, um 




Fig. 51. Die Gletscher des Karakorum-Gebirges. 
2V T = Nagar, H= Hispar, B. P. — Hisparpaß, K= Korofan, Ä" 2 = Dapsang, 8620 m hoch. 



große Eisströme zu erzeugen, aber in jenem Teil des Tienschan, 
der im Khan Tengri (7200 m) gipfelt, hat uns Merzbacher 12 in den 
Jahren 1902 und 1903 eine gewaltige Gletscherwelt erschlossen, in 
der z. B. der Inyltschekgletscher (70 — 75 km) sechsmal länger ist, 
als man ihn bisher schätzte, und dreimal länger als der Große 
Aletschgletscher. Ausgedehnte und mächtige Oberflächenmoränen 
bedecken das Eis sowohl im Tienschan, wo sie sich bis zu kleinen 
Gebirgen anhäufen, wie im Karakorumgebirge; diese Eigentümlichkeit 
ist ohne Zweifel eine Folge des trockenen Klimas, das die Schnee- 
grenze in die Höhe rückt und dadurch eine breite Felszone am 
Abhang der Eistäler der Zerstörung preisgibt. Am pazifischen 
Rand Asiens sind die orographischen Verhältnisse der Gletscher- 
bildung nirgends günstig; wie es scheint, selbst in Kamtschatka 
nicht, wo sich doch gewaltige Vulkankegel erheben. Kleine Firn- 
felder werden von dem nördlichen Korea und von dem Ostabhang 
des japanischen Berges Tateyama (36° 35' N, 2900 m hoch) gemeldet. 



224 Die Lufthülle 



Wir müssen uns auf die amerikanische Seite begeben, um wieder 
echte Gletschergebirge zu finden. 13 Die pazifische Küstenkette wird 
von Alaska bis zur Südgrenze von Britisch-Columbia durch reichliche 
Niederschläge benetzt, die die Schneegrenze stark herabdrücken. 
Noch im Takufjord in 58° B., gehen die Eisströme bis an das 
Meer herab, und unter 55° B., also in der Polhöhe des südschot- 
tischen Gebirges, endet einer erst bei 400 m Seehöhe. Ein Haupt- 
zentrum sind die St. Elias- Alpen an der Ostgrenze Alaskas; des 
Malaspinagletschers haben wir schon auf S. 193 gedacht. Würdig 
reiht sich ihm der Muirgletscher an, den Reid eingehend studiert 
hat. Er bedeckt ein Areal von 900 qkm, das Siebenfache der 
Aletschfläche, und tritt mit einer Gesamtmächtigkeit von 280 m 
in das Meer hinaus. Dieser gewaltigen Masse entspricht auch 
eine weit über alpine Verhältnisse hinausgreifende tägliche Ge- 
schwindigkeit von 2,i9 m in der Mittellinie. In den Vereinigten 
Staaten sind die dem pazifischen Gestade zunächst liegenden höheren 
Gebirge das Kaskadengebirge und die Sierra Nevada. Auch über 
die Eiswelt dieser Höhenzone haben uns erst die Forschungen der 
letzten Zeit Aufklärung verschafft. Die mächtigen Vulkanberge des 
Kaskadenzuges tragen echte Gletscher in strahlenförmiger Anordnung, 
der Mt. Shasta (in 41° B., 4400 m hoch) z. B. fünf zwischen 2,7 
und 0,3 qkm Flächeninhalt, von denen der Wintungletscher erst 
in 2400 m Seehöhe endet. Selbst die ziemlich trockene Sierra Ne- 
vada beherbergt zwischen 36 a / 2 und 38° B. nicht weniger als 17 
Gletscher, freilich alle sehr klein und unentwickelt und nur bis 
3500 m hinabreichend. Nach Osten nehmen Niederschläge und 
Eisentwicklung rasch ab. Jeff Davis Peak im Großen Becken hat 
nur einen kleinen Firnfleck in besonders günstiger Lage, und auch 
das Felsengebirge scheint innerhalb der Vereinigten Staaten in der 
Gegenwart nur unbedeutende Hängegletscher zu erzeugen. Die süd- 
lichsten, die man bisher kennt, liegen in der Sangre de Christo- 
Kette in 37° 35' N und in 4000 m Höhe. 14 Erst auf canadischem 
Boden, in den Quellgebieten des Saskatchewan und Athabaska 
treten echte Talgletscher von alpinen Dimensionen auf, und auch 
die inneren Parallelketten, das Selkirk- und das Goldgebirge, entbehren 
dieses Schmuckes nicht. 

Das niederschlagreiche Seeklima der südlichen Hemisphäre ist 
der Gletscherentwicklung besonders günstig. In den Breiten von 
Triest bis Hamburg steigen von den kaum 2600 m hohen An des 
Eisströme bis zum Meeresspiegel herab, an den Abhängen begleitet 
von Hochwäldern der antarktischen Buche und Birke. Kolibris und 
Papageien, die wir als tropische Vögel zu betrachten gewohnt sind 



Die geographische Verteilung der Gletscher 225 



bewohnen hier Gletscherlandschaften. An der Westseite der neu- 
seeländischen Alpen enden der Franz- Josef- und der Prinz- 
Alfred-Gletscher in der Breite von Florenz erst in 215 (bezw. 114) m 
Höhe, wo die mittlere Jahrestemperatur (10°) der von Wien gleicht 
und eine üppige Tieflandvegetation von Nadelhölzern, Buchen, Baum- 
farnen und Fuchsiabüschen gedeiht. An der trockeneren Ostseite 
liegt das Gletscherende durchschnittlich in 1200 m Höhe, also auch 
hier noch immer 700 m tiefer als in unseren Alpen. Auf den 
Kerguelen-Inseln in der Breite von Nürnberg und Prag nimmt 
das Richthofeneis schon den Charakter des Inlandeises an, und die 
südatlantische Bouvet-Insel, in der Breite von Rügen gelegen und 
nur 935 m hoch, ist völlig vereist. 

Polare Zonen. 15 Wie in der heißen Zone der Firngletscher, in 
der gemäßigten der alpine Gletscher, so herrscht auf der polaren 
Kalotte das Inlandeis vor. Trotzdem sind diese verschiedenen 
Formen zunächst orographisch bedingt, und nur daß sich die Schnee- 
grenze gegen die Pole senkt, hat zur Folge, daß zuerst nur die 
höchst ragenden Gipfel, dann auch die Kämme der Hochgebirge, 
endlich auch niedriger gelegene Plateaus Eis erzeugen. Unter 
günstigen Umständen fehlt der alpine Typus auch im Polarland 
nicht, wie z. B. im westlichen Spitzbergen, ebensowenig wie die Form 
des Inlandeises, allerdings in sehr bescheidenen Dimensionen, den 
mittleren Breiten (z. B. auf dem Ewigen Sclmeeberg in den Salz- 
burger Alpen.) Schärfer ausgeprägt finden wir sie allerdings erst 
im skandinavischen Hochland von 60° B. an. Das mächtigste 
Gletschergebiet ist hier der Jostedalsbrä von ßl 1 ^ °i s g e g en 62° B. 
hin. Am Nordabhang des Sognefjords erhebt sich dieser flach- 
gewölbte Bergrücken, ein Fjeld, wie man ihn hier nennt; an den 
Rändern, wo die Täler einzuschneiden beginnen, 1400 — 1800, in der 
Mitte 2038 m hoch. Den ganzen Rücken bedeckt ein ununter- 
brochenes Firnfeld, erst an den Rändern sehen einige steile Gipfel 
daraus hervor; 1076 qkm liegen hier unter Schnee begraben. Nach 
allen Seiten steigen Eiszungen herab; man zählt allein 24 Gletscher 
erster Ordnung. Sie enden in 300 — 600 m Seehöhe, der Boium- 
gletscher aber erst in 151 m, der Suphellagletscher sogar erst in 
42 m Seehöhe. Der Gletscher des Jökelfjords (68 °B.) ist der einzige 
in Europa, der das Meer erreicht. Die gesamte Gletscherfläche 
Skandinaviens schätzt Rabot auf 5000 qkm (4600 in Norwegen und 
400 in Schweden). 

Die denkwürdige Reise Nansen's 16 im Jahr 1888 hat uns die 
Geheimnisse der grönländischen Eiswelt, der umfangreichsten 
unserer Halbkugel, enthüllt. Da finden wir das Inlandeis in seiner 

Supan, Physische Erdkunde. 5. Aufl. 15 



226 



Die Lufthülle 



typischesten Ausbildung. Nur die Ränder sind eisfrei, oder eigent- 
lich nur der Westrand, denn im Osten tritt das große Binneneis, 
das Sermerssuak der Eskimos, vielfach bis an den Küstenrand heran 
und bricht hier in Steilmauern ab. Nach Westen sendet es große 
Eisströme bis in das Meer hinaus; von ihrer außerordentlichen Ge- 
schwindigkeit haben wir bereits an anderer Stelle gesprochen. In 
der Polhöhe der NANSEN'schen Durchquerung ist diese eisfreie Zone 
etwa 100 km breit. Auf das Sermerssuak entfallen 445 km, davon 
50 auf die westliche, 15 auf die östliche Randzone, 380 auf das 
innere Schneeplateau in Höhen von mehr als 1000 m; Nansen über- 
schritt die Scheide zwischen beiden Abdachungen in 2716 m Höhe. 
Das Eismeer wölbt sich also flach von einer Küste zur anderen, 
und wie man vermuten darf, auch von Süden nach Norden. Sein 
Ende hat Peary in ungefähr 82° N erreicht. 

In den beiden Randzonen ist der Schnee grobkörnig, nach 
innen zu wird er immer feiner, endlich so „fein wie Staub". Bei 



ü:=- — : - _ / ,JÄ<% / '\ ^%=^.^^s^- -_ /i ^' "-*3^s^; 




Fig. 52. Grönländisches Inlandeis nach Jensen. 

Tag taut nur die Oberflächenschicht etwas auf, um bei Nacht wieder 
zu einer dünnen Eiskruste zu gefrieren; kein Bächlein entsteht, 
nichts geht durch Abschmelzung verloren, alles wird durch den 
Nachtfrost wieder festgehalten. Die Trockenheit des Schnees ver- 
hindert in Höhen von mehr als 2300 m sein .Zusammenballen, er 
kann daher erst in sehr großer Tiefe in Eis übergehen. Dieser 
innerste Teil war auf einer Strecke von etwa 150 km so glatt wie 
ein Spiegel, ohne andere Unebenheiten als die Spuren, die die 
Reisenden zurückließen; eine unübersehbare Schneefläche ohne Staub, 
ohne Schmutz, ohne irgend einen fremden Körper. Mit einem Wort: 
der innere Teil des Sermerssuak entspricht dem alpinen Hochschnee, 
die Randzonen entsprechen den alpinen Firnmulden. Nicht bloß 
der Schnee ist hier firnartig, es treten auch schon Spalten auf, 
die auf lebhaftere Bewegung hinweisen; einzelne Berggipfel, hier 
Nunatakker genannt, ragen inselartig aus dem Schnee hervor (s. 
Fig. 52). Was das Inlandeis von dem alpinen Gletscher unter- 
scheidet, ist nicht bloß die völlige Überdeckung der G-eländeformen, 



Die geographische Verteilung der Gletscher 227 



sondern auch die ungeheuere Ausdehnung der Hochschnee- im Ver- 
gleich zur Firnregion und zu derjenigen Zone, wo individualisierte 
Eisströme in das eisfreie Land vordringen. Faßt man aber das 
Gletschergebiet im engeren Sinn des Wortes als das Gebiet der 
sommerlichen Abschmelzung auf, so ist es hier nicht mit der Zone 
der Eiszungen identisch, sondern umfaßt auch jene unter 70° B. 
40 — 50 km breite, weiter nach N aber bis zu 100 km sich erweiternde 
Randzone des Inlandeises, in der im Sommer Wasserläufe und Löcher 
mit dunklem Kryokonitstaub vorkommen. Die Eiszungen sind 
zwar ungleich länger, breiter und mächtiger als die alpinen Tal- 
gletscher, aber doch nur zwergartige Anhängsel im Vergleich zu 
den Dimensionen des Inlandeises, das mit seinem Flächeninhalt 
von rund 2 Mill. qkui ganz Mittel- und Westeuropa überfluten würde. 
An und für sich sind sie aber gewaltige Gebilde; der größte, der 
Humboldtgletscher, hat eine Länge von 110 km und endet mit einer 
100 m hohen Eis wand. 

Was das Inlandeis ferner vom alpinen Typus unterscheidet, 
ist der Mangel an Oberflächenmoränen, die höchstens in den Rand- 
gebieten, aber auch da nur selten, von den Nunatakkern erzeugt 
werden können. Dagegen fehlt die Grundmoräne nicht, ein deut- 
licher Beweis dafür, daß fließendes Eis seine Unterlage zu erodieren 
vermag. 

Die Form des Inlandeises verbreitet sich über alle größeren 
Inseln, die in der atlantischen Öffnung der arktischen Kalotte liegen, 
allerdings in beschränktem Grad. Auf Island bedeckt es nur die 
Tafelberge, ohne in das tiefere Land hinabzusteigen 17 und auf Spitz- 
bergen ist es typisch nur im Nordostland entwickelt, während die 
Gletscher von Westspitzbergen den Untergrund nicht völlig verhüllen. 
In der Umgebung des Eisfjords treten, anscheinend unmotiviert, 
schneefreie zwischen schneebedeckten Landstrichen auf; Andersson 
vermutet hier eine verschiedene Wärmeempfänglichkeit des Gesteins. 
In Franz-Josef-Land sind manche Inseln völlig unter Eis begraben, 
und ein Abschmelzungsgebiet scheint ganz zu fehlen. Dagegen ist 
westlich von Grönland, wo keine warme Meeresströmung reich- 
lichere Niederschläge erzeugt, das Gletscherphänomen dürftiger ent- 
wickelt; nach Sveedeup's 18 Schilderungen scheint in Ellesmereland der 
alpine Typus vorzuherrschen, und nur in Nord-Lincoln-Land nimmt 
die Vergletscherung annähernd den Charakter des Inlandeises an. 

Das wenige, was wir bisher vom antarktischen Inlandeis 
wissen, stimmt mit den Erfahrungen in Grönland überein; 19 merk- 
würdig ist nur, daß die meisten seiner Abflüsse im Viktorialand 
bewegungslos der allmählichen Verdunstung und Abschmelzung zu 

15* 



228 Die Lufthülle 



erliegen drohen. Kuppeleis nennt 0. Nordenskjöld 20 jene Form des 
Inlandeises, das niedrige Inseln völlig bedeckt; Übergänge zum 
alpinen Typus, wie in Westspitzbergen, kommen auch hier vor, aber im 
Gegensatz zur Arktis vereinigen sich alle autarktischen Talgletscher 
zu Vorlandgletschern. Manche Eigentümlichkeiten der Eisverteiluug 
lassen sich auf orographische Einflüsse zurückführen, denn in dem 
stürmischen Klima der Antarktis kommt es wesentlich darauf an, 
ob sich der Schnee in wiudgeschützten Lagen anhäufen kann. Über 
die Entstehung des Barriereeises sind die Ansichten geteilt. Zwischen 
dem Viktoria- und dem König-Eduard-VII.-Land wird die Koßsee im 
S in einer Länge von etwa 850 km von einer Eismauer begrenzt. 
Ihre ebene, 50 m hohe Oberfläche erstreckt sich im W 500 km weit 
landeinwärts und steht durch den Öhackletongletscher mit dem Inland- 
eis in Verbindung. Diese gewaltige Eistafel schwimmt auf dem Meer 
und bewegt sich täglich etwas über 1 m vorwärts. 

Noch nicht völlig aufgeklärt ist die Natur des Schelfeises, das, 
wie der Name besagt, auf seichtem Meeresgrund aufliegt. Die niedere 
Eisterrasse am König-Oskar-Land ist nach 0. Nordenskjöld an Ort 
und Stelle durch Anhäufung von Schnee aul festsitzendem Meereis 
entstanden, und das Westeis am Kaiser- Wilhelm-lI.-Land hält 
v. Drygalski 21 , obwohl es auch mit dem Inlandeis verbunden ist, für 
ein Konglomerat von marinem Scholleneis und Eisbergen, das sich 
unter dem Einfluß der Winde nach N bewegt. 

Eisberge. Wenn ein polarer Gletscher in tieferes Meer hinaus- 
tritt, so erfolgt an der Stelle, wo das Eis leichter wird als das von ihm 
verdrängte Wasser, ein Bruch von unten nach oben, und die ab- 
gerissenen Gletscherstücke setzen nun als Eisberge ihren W^eg 
im Meer fort, häufig auch Erde und Felsblöcke — Bruchstücke 
der Moränen — mit sich führend. Zahlreiche Luftblasen verringern 
ihr spezifisches Gewicht, sodaß meist nur l / 5 — 1 / G der ganzen Masse 
aus dem Meer hervortaucht. Eisberge von 50 — 70 m Höhe — höhere 
sind in der Arktis selten — haben also eine Gesamtmächtigkeit von 
300 — 500 m. Trotzdem kann es geschehen, daß sich ihr Schwerpunkt 
nach oben verrückt, und daß sie sich umwälzen und dann statt 
der ursprünglichen wild zerklüfteten Gletscheroberfläche die mehr 
oder weniger ebene Sohle nach oben kehren. Durch die polaren 
Meeresströme nach mittleren Breiten entführt, werden diese großen 
Klötze mit meist senkrechten Wänden von der Sommersonne, den 
Schmelzwässern und der Meeresbrandung zu phantastischen Gestalten 
umgeformt, bis sie endlich, in Trümmer zerfallen, mit dem Meereis 
verschmelzen oder im offenen Ozean zergehen. 

Grönland und Franz-Josef-Land sind die Hauptgeburtsstätten 



Die geographische Verteilung der Gletscher 



229 



der großen arktischen Eisberge, dagegen fehlen sie an der ganzen 
West- nnd Nordküste von Nowaja Semlja und an der Südspitze von 
Spitzbergen, weil hier das Meer an den Küsten zu seicht ist, und 
nur kleine Stücke von den Gletschern abbröckeln. 




Fig. 53. Arktischer Eisberg nach Payer. 

Weitaus häufiger und größer, auch anders gestaltet als im 
Nordpolarmeer, sind die Eisberge in der antarktischen See. 
Nicht in enge Fjordtäler eingezwängt, wie im westlichen Grönland, 
tritt das südliche Inlandeis frei in das Meer hinaus, und seine 




Fig. 54. Antarktischer Eisberg nach Arktowski. 

Schichten bewahren die ursprüngliche flache Lagerung. Die Eisberge 
sind daher gewaltige Tafeln, häutig von dem Umfang der Insel Helgo- 
land, manchmal aber viel größer — auf dem vom Jahr 1854 hätte 
das ganze Großherzogtum Hessen Platz gefunden! — und solche 
können dann wohl für Land gehalten werden. Die ebene horizontale 
oder geneigte Oberfläche ist von zahlreichen Spalten durchschnitten, 
die senkrechten Seitenwände zeigen wechselnde Lagen von blauem 
und weißem Eis in deutlichster Schichtung. Nach unten werden 
die Schichten dünner und sind horizontal, die oberen, die keinen 



230 Die Lufthülle 



Druck erlitten haben, sind häufig leicht gebogen. Im Lauf der Z,eit 
werden durch Schneefall und Verdunstung die eckigen Formen 
abgeschliffen und abgerundet, und da das kompaktere, luftleere Eis 
den zerstörenden Kräften länger Stand hält, hat von v. Dbygalski 
diese Verwitterungsform Blaueis genannt. Gekenterte Eisberge unter- 
scheiden sich von denen in ursprünglicher Lage durch mannigfaltigere 
Formen, geneigte Schichtung und den Einschluß von Sand und Gestein- 
schutt, der als Grundmoräne zu betrachten ist. 

Literaturnachweise. 1 H. J. Mackinder, A Journey to the Summit 
of Mt. Kenia, im Geographical Journal 1900, Bd. XV. — 2 Hans Meyer, Der 
Kilimandscharo; Berlin 1900. — 3 F. de Filippi, II Kuwenzori, Mailand 1908. — 
4 G-. Schwarze , Verbreitung der Gletscher in den Westgebirgen Amerikas, im 
„Ausland" 1891. — 5 Vgl. H. Spethmann in der Zeitschrift für Gletscherkunde, 
Bd. II, S. 296; E. Brückner/ ebenda, S. 301; E. Lanqenbeck in Petermann's 
Mitteilungen 1908, S. 285. — 6 Wichtig für die Frage des Zackenfirns ist die 
Diskussion in der Zeitschrift der Berliner Gesellschaft für Erdkunde 1908, 
S. 95. Eine Systematik der Schmelzfiguren versuchte W. H. Workmann in der 
Zeitschrift für Gletscherkunde, Bd. III, S. 241. — 7 H.Hess in Petermanns 
Mitteilungen 1908, S. 188. — 8 F. Jaeger, in der Zeitschrift für Gletscherkunde 
1910, Bd. IV, S. 351. — 9 J. Jegerlehner und E. Kichter, zit. S. 190f. — 
10 G. Merzbacher, Aus den Hochregionen des Kaukasus; Leipzig 1901. Vgl. 
auch D. W. Freshfield, The Peakes, Passes and Glaciers of the Caucasus, in 
den Proceedings of the R. Geographical Society, London 1888, und M. v. Dechy 
zit. S. 191. — u W. M. Conway, Climbing and Exploration in the Karakorum 
Himalayas; London 1894. Die Karte wurde 1894 von der E. Geographical Society 
in London herausgegeben. Unsere Fig. 51 ist nach einem Kärtchen im Alpine 
Journal entworfen. — 12 G. Merzbacher, Vorläufiger Bericht über die Forschungs- 
reise in dem zentralen Tian-Schan; 149. Ergänzungsheft zu Petermann's Mit- 
teilungen, 1904. — 13 C. Russell, Glaciers of North America; Boston 1897. — 
14 C. E. Siebenthal im Journal of Geology 1907, Bd. XV, S. 1 5. — 15 O. Norden- 
skjöld, Die Polarwelt und ihre Nachbarländer, Leipzig 1909. — 16 H. Mohn 
und F. Nansen zit. S. 102. — 17 H. Spethmann im Globus, Bd. XCIV, S. 200. — 
18 O. Sverdrup, Neues Land, Leipzig 1903. — 19 National Antarctic Expedition, 
1901 — 04; Natural History, Bd. I, London 1907. E. Philippi, Über die Land- 
eisbeobachtungen der fünf letzten Südpolarexpeditionen, in der Zeitschrift für 
Gletscherkunde, Bd. II. — 20 0. Nordenskjöld ebenda, Bd. III, S. 321. — 
21 E. v. Drygalski, Das Schelfeis der Antarktis am Gaußberg, in den Sitzungs- 
berichten der Bayerischen Akademie der Wissenschaften, Math.-physik. Klasse, 
1910. — - 2 E. v. Drygalski, Zum Kontinent des eisigen Südens; Berlin 1904. 

Das Klima. 

Klimaprovinzen (s. Karte XV). Unter dem Klima eines Ortes 
verstehen wir den mittleren Zustand der Atmosphäre, wie er sich 
uns durch langjährige meteorologische Durchschnittswerte darstellt. 
Als die Hauptfaktoren haben sich Temperatur und Niederschlag er- 
wiesen, indirekt auch die Winde und die orographischen Verhältnisse, 
da sie die Verteilung der beiden ersteren Elemente wesentlich mit- 



Das Klima 231 



bedingend Es ist nun die Aufgabe der physischen Geographie, das 
Zusammenspiel dieser vier Faktoren an den einzelnen Ortlichkeiten 
zu untersuchen, gemeinsames zusammenzufassen und nach dem 
vorherrschenden Witterungscharakter Klima typen oder Klima- 
provinzen aufzustellen. Den ersteren Weg hat Koppen 1 ein- 
geschlagen und ist dabei hauptsächlich von pflanzengeographischen 
Gesichtspunkten ausgegangen. Er unterscheidet sechs Haupttypen: 
das tropische Tieflandklima, das Xerophilenklima, das sich durch 
Trockenheit auszeichnet, das mittelwarme, kühle und kalte Klima 
und endlich den Typus des ewigen Frostes. Jede Abteilung zerfällt 
wieder in mehrere Untertypen, die meist nach charakteristischen 
Pflanzen benannt sind, so daß im ganzen 24 Klimatypen unter- 
schieden und auf ihre geographische Verbreitung hin untersucht 
werden. Dabei geht Koppen weniger von Mittel- als von Schwellen- 
werten aus und betätigt auch hier wieder seine Vorliebe für den 
Ausdruck der Niederschlagsverhältnisse durch Eegentage — eine 
Vorliebe, die wir nicht teilen können. Auf ähnlichen Prinzipien 
beruhen die Einteilungen von Hüll 2 und de Maetonne 3 , dagegen 
können wir von Penck's Einteilung 4 (humides, nivales und arides 
Klima) hier absehen, denn er . betrachtet das Klima nur in dessen 
Beziehungen zur Gestaltung der Erdoberfläche, nicht zur Gesamtheit 
der geographischen Erscheinungen und berücksichtigt daher haupt- 
sächlich nur die Verteilung des Niederschlags. 

Geht man vom geographischen Gesichtspunkt aus, d. h. stellt 
man die Frage, welche Erdräume ein mehr oder weniger gleichartiges 
Klima besitzen, so gelangt man zur Aufstellung von Klimaprovinzen, 
wie es hier versucht ist. In jeder dieser großen Abteilungen lassen 
sich noch eine Eeihe von Klimabezirken, oder wie man sie sonst 
nennen will, unterscheiden, und in manchen Gegenden wird das 
Beobachtungsmaterial noch eine weitere Untereinteilung gestatten. 
Es liegt in der Natur der Sache, daß über die Zahl und die Grenzen 
der Haupt- und Unterabteilungen wohl niemals eine, alle Zweifel 
ausschließende Übereinstimmung erzielt werden dürfte; und auch 
Karte XV, die sich nur auf die Darstellung der Provinzen beschränkt, 
ist lediglich als ein Versuch aufzufassen. 

Von den 35 Klimaprovinzen — unter diese Zahl dürfte keine 



x Nur ist dabei wohl zu beachten , daß unser Wärmegefühl nicht bloß 
von der Temperatur der Luft, sondern auch von der Verdunstung, daher in- 
direkt von der Feuchtigkeit und der Windstärke abhängt. Einen Versuch, 
wenigstens Temperatur uud Windgeschwindigkeit zu einem einzigen Zahlen- 
ausdruck zu verbinden, hat Gr. Bodman in den „Wissenschaftlichen Ergebnissen 
zur schwedischen Südpolarexpedition 1901— 03" (Bd. IT, Stockholm 1908) gemacht. 



232 Die Lufthülle 



(I 



Einteilung herabgelien — entfallen 21 auf die östliche Landfeste 
mit Polynesien, 12 auf die Neue Welt und 2 auf die Polarzone. 
Wir müssen uns, um Wiederholungen zu vermeiden, auf kurze, 
aphoristische Schilderungen beschränken. 

1. Östliche Kontinente und Inseln. 

1. WesteuropäischeProvinz. Milde Wintertemperatur unter dem Ein- 
fluß der westlichen Winde und der warmen atlantischen Strömungen. Jährliche 
Temperaturschwankung unter 15°. Reichliche Niederschläge mit ziemlich gleich- 
mäßiger Verteilung über die Jahreszeiten. Summen sehr variabel, da die Terrain- 
gestaltung außerordentlich wechselvoll ist. Überhaupt wechseln die klimatischen 
Verhältnisse oft auf kurze Distanzen, und es wird daher eine eingehende 
Untersuchung zur Aufstellung zahlreicher Unterabteilungen führen. 

2. Osteuropäische Provinz. Hier beginnt schon das Gebiet des 
Landklimas. Vorherrschen der Ebene, daher Unterschiede hauptsächlich von der 
geographischen Breite, aber auch von der Länge abhängig, weil das Klima 
nach immer kontinentaler wird. Die Niederschläge sind geringer als in der 
westlichen Provinz und nehmen nach SO ab; ausgeprägtes Sommermaximum. 

3. Westsibirische Provinz. Die Grenze gegen die osteuropäische 
Provinz liegt dort, wo die positive thermische Jahresanomalie, die Europa aus- 
zeichnet, aufhört; und es ist zu betonen, daß sie die Urallinie nur wenig über- 
schreitet. Im übrigen unterscheidet sich diese Provinz von der vorhergenannten 
nur durch ein schärferes Hervortreten aller Charaktereigentümlichkeiten. 
Große Temperaturveränderlichkeit. 

4. Ostsibirische Provinz. Jenseits des Jenissei beginnt eine all- 
gemeine Hebung des Landes, Tiefebene nur an den Flüssen. Gebiet eines 
winterlichen Kältezentrums. Jährliche Temperaturschwankung am größten. 
Niederschläge im allgemeinen gering. 

5. Kamtschatka-Provinz. Das Meer mildert die Temperaturextreme 
und führt reichlicheren Regen zu. 

6. Chinesisch-japanische Provinz. Auf dem Festland relativ be- 
deutende Winterkälte und streng periodische Regen. In Japan treten diese 
Eigentümlichkeiten etwas gemildert auf. 

7. Die asiatische Hochlandprovinz umfaßt alle gebirgsumschlossenen 
Hochländer, die im allseitigen Windschatten liegen; daher sehr trocken. Winter- 
kälte durch die bedeutende Seehöhe gesteigert, Sommerwärme durch die kon- 
tinentale Lage. Tägliche Temperaturschwankung sehr bedeutend. 

8. Aral-Provinz. Trockenes Tiefland; Niederschlagsmaximum im Norden 
im Sommer, im Süden im Winter. In Turan strenge Winter und sehr heiße 
Sommer. 

9. Indus-Provinz, durch Trockenheit und Hitze ausgezeichnetes Tiefiand. 

10. Mittelmeer- Provinz. Große Mannigfaltigkeit wegen reicher hori- 
zontaler Gliederung und wechselnder Oberflächenbeschaffenheit. Mild ist das 
Klima überall mit Ausnahme der inneren Hochländer. Vorherrschend Winterregen. 

11. Sahara-Provinz, bis nach Mesopotamien reichend, Gebiet der 
trockenen Nordwinde, wahrscheinlich regenärmste Provinz der Erde. Kon- 
tinentalität und vegetationsarmer Boden steigern die Sommerhitze außerordent- 
lich, jährliche und tägliche Temperaturschwankung beträchtlich. 

12. Tropische Provinz von Afrika. Temperatur auf dem inneren Hoch- 
land durch die Seehöhe gemildert, desto größer aber in den schmalen Küsten- 
ebenen. Tropenregen nach Westen abnehmend. 



Das Klima 233 



13. K al ah ari- Provinz, umfaßt das ganze regenarme Gebiet von Süd- 
westafrika. 

14. Kap -Provinz, subtropisch. 

15. Ostindisch-australische Monsunprovinz. Mit Ausnahme einiger 
Gegenden im Archipel streng periodischer Kegen mit SW-Wind bezw. NW- 
Wind. Temperatur ziemlich gleichmäßig trotz beträchtlicher Ausdehnung der 
Provinz; Jahresschwankung sehr mäßig. 

16. Australische Binnenprovinz. Große Temperaturextreme; unregel- 
mäßige Niederschläge, vorherrschend trocken. 

17. Australische Südwest-Provinz, subtropisch. 

18. Australische Ost-Provinz bis an die Wasserscheide, auch die 
SO-Küsto und Tasmanien umfassend. Niederschläge ergiebig und ziemlich 
gleichmäßig. Temperaturschwankung mäßig. 

19. Neuseeländische Provinz, wahrscheinlich auch die kleineren Inseln 
in der Umgebung umfassend. Mildes Klima mit ziemlich gleichmäßigem Kegen. 

20. Polynesische Tropenprovinz. Tropenklima durch die See ge- 
mildert, eigentlich das ganze Jahr ein milder Sommer. Kegen auf den hohen 
Inseln reichlich und mit tropischer Periodizität. 

21. Hawaii-Provinz. Temperatur ebenfalls gleichmäßig mild. Regen 
subtropisch. 

2. Amerika. 

1. Hudson-Provinz. Zum größten Teil extremes Landklima und wenig 
Niederschläge. 

2. Nordwestliche Küstenprovinz. Kegenreichcs, mildes, gleich- 
mäßiges Klima. 

3. Californische Provinz. Verhältnismäßig kühl, besonders im Sommer. 
Streng subtropische Regenperiode. 

4. Hochlandprovinz. Trocken, große jährliche und tägliche Tem- 
peraturschwankung. 

5. Atlantische Provinz. Im Winter großer Temperaturgegensatz 
zwischen Norden und Süden, Landklima auch an der Küste. Regen reichlich 
und gleichmäßig über das Jahr verteilt. Große Temperaturveränderlichkeit. 

6. Westindische Provinz, auch den Südrand von Nordamerika um- 
fassend. Gleichmäßige Temperatur. Niederschläge zu allen Jahreszeiten, aber 
mit ausgesprochenem Sommermaximum. 

7. Tropische Cordillerenprovinz. Im inneren Tafelland wegen be- 
trächtlicher Seehöhe ewiger Frühling. In Mexico und Zentralamerika aus- 
geprägte Zenitairegen, in Südamerika gleichmäßige Niederschläge. 

8. Tropenprovinz von Südamerika. Der Gegensatz von Gebirgs- 
und Tiefland dürfte eine ziemliche Mannigfaltigkeit des Klimas hervorrufen, 
doch wissen wir darüber nichts Genaueres. 

9. Peruanische Provinz, auch einen Teil von Chile bis zum 30.° B. 
umfassend. Regenlos und abnorm kühl. 

10. Nordchilenische Provinz, subtropisch. 

11. Südchilenische Provinz, außerordentlich niederschlagsreich. Tem- 
peratur gleichmäßig, Sommer kühl. 

12. Pampas-Provinz. Regen nicht reichlich; jährliche Temperatur- 
schwankung, wenigstens im Norden, ziemlich groß. 

Arktische Provinz. Die Eigentümlichkeiten des polaren Klimas wurden 
schon mehrfach erörtert. Auch hier lassen sich viele Unterabteilungen unter- 



234 Die Lufthülle 



scheiden. Als Südgrenze auf den Kontinenten kann man die 1 °-Isotherme des 
wärmsten Monats, die annähernd mit der Baumgrenze übereinstimmt, annehmen. 
Die antarktische Provinz gleicht der arktischen, soweit wir bis jetzt be- 
urteilen können, in der Winterkälte, unterscheidet sich von ihr aber durch 
eine sehr niedrige Sommertemperatur, durch eine regelmäßige Verteilung des 
Luftdruckes und der Winde und durch heftige Luftbewegung. 

Die 35jährigen Schwankungen. Man hat schon lange darüber 
gestritten, ob das Klima eines Ortes konstant oder veränderlich sei. 
Der Begriff der Veränderlichkeit muß aber schärfer gefaßt werden; 
wir haben zwischen dauernden Veränderungen nach einer Sichtung 
und periodischen Schwankungen zu unterscheiden, und es ist auch die 
Frage zulässig, ob Bewegungen beider Art nebeneinander stattfinden. 

Belehrt durch vielerlei Erfahrungen, sind wir jetzt zu der Auf- 
fassung geneigt, daß die meteorologischen Prozesse regelmäßigen 
Schwankungen unterliegen, und zwar in der Weise, daß jede Periode 
wieder in eine Seihe von Perioden kürzerer Dauer zerfällt. Wenn 
wir diese Schwankungen im Sinn ihrer gewöhnlichen graphischen 
Darstellung als Wellen auffassen, so können wir auch sagen, daß 
jede Welle sich in kleinere auflöst, diese wieder in kleinere usw., 
daß aber dabei niemals ganz regelmäßige Gestalten entstehen. 

Wir haben die tägliche und die jährliche Periode der Temperatur 
bereits kennen gelernt. Wir können die erstere unterdrücken, wenn 
wir die mittleren Tagestemperaturen berechnen, und die Aneinander- 
reihung dieser Mittel läßt uns die jährliche Periode erkennen. Wir 
können auch diese ausschalten, wenn wir das Jahresmittel berechnen. 
Das zweite maßgebende Klimaelement, der Regen, ist in seiner 
Periodizität schwieriger zu behandeln, weil er kein Zustand, sondern 
ein Ereignis ist, doch ist auch er deutlichen jährlichen Schwankungen 
unterworfen, wenn diese auch in verschiedenen Gegenden bald stärker, 
bald schwächer hervortreten. 

In der täglichen wie in der jährlichen Temperaturkurve sind 
zwei Elemente deutlich zu unterscheiden. Das periodische bewirkt 
stetige Zunahme vom Minimum zum Maximum und dann wieder 
ebenso stetige Abnahme, und nur die unperiodischen, nicht an 
bestimmte Zeiten gebundenen Veränderungen rufen in dem streng 
regelmäßigen Verlauf der Temperaturkurve Störungen hervor. In 
noch höherem Grad ist das bei der Regenkurve der Fall. Gerade 
dieses unperiodische Element suchen wir durch Bildung langjähriger 
Mittelwerte zu beseitigen, indem wir — wenn auch nicht ganz zu- 
treffend — annehmen, daß es ebenso oft im positiven wie im negativen 
Sinn wirke. 

Reihen wir nun die klimatologischen Jahresmittel eines Ortes 
aneinander. Kalte und warme, nasse und trockene Jahre wechseln! 






Das Klima 235 



miteinander ab, scheinbar ohne Gesetzmäßigkeit. Sind diese Schwan- 
kungen von Jahr zu Jahr nur unperiodischer Art, oder steckt darin 
auch ein periodisches Element? 

Daß man das letztere so lauge vergeblich suchte, hat seinen 
Grund offenbar darin, daß die unperiodischen Veränderungen mit 
der Länge der Periode an Bedeutung wachsen. Zunächst suchte 
man Beziehungen zu der elfjährigen Sonnen fl ecke nperiode, 5 die 
auf den Erdmagnetismus und die Polarlichter von so entscheidendem 
Einfluß ist. Gleichen Schritt mit der Häufigkeit der Sonnenflecken 
halten die Protuberanzen am Sonnenrand, zeigen aber noch eine 
Unterperiode von 3,7 Jahren mit sekundären Maxima und Minima, 
und ihre Zunahme fällt mit der Abnahme der Breite der Sonnen- 
flecken zusammen. Diese kleinste unter den längeren Perioden der 
Sonnentätigkeit spiegelt sich, wie Lockyer 6 1902 gezeigt hat, in 
Luftdruckänderungen wider. In Indien, das hohen Barometerstand 
von Oktober bis März und niederen im Sommerhalbjahr hat, steigt 
in den Jahren der Protuberanzenmaxima der Luftdruck, und dieser 
Einfluß läßt sich fast über die ganze Ostfeste der Erde verfolgen, 
während sich die Stationen in Nordwest-Afrika und in Amerika 
westlich bis zu den Hawaiischen Inseln entgegengesetzt verhalten. 

Was die Fleckenperiode selbst betrifft, so sind die Ergebnisse 
der bisherigen Untersuchungen folgende: 1. Ohne Zweifel steigert 
sich die Häufigkeit der Wirbelstürme in Ost- und in Westindien 
mit der Häufigkeit der Flecken. 2. Fleckenarme Jahre sind in den 
Tropen trockener als fleckenreiche, aber diese Eegel erleidet Aus- 
nahmen, und in der gemäßigten Zone ist ein Zusammenhang nicht mehr 
allgemein nachweisbar. 3. Auch in bezug auf die Temperaturände- 
rungen ergaben nur die tropischen Stationen ein greifbares Resultat. 
Koppen 7 hat sie für die Zeit 1820—70 und Nordmann 8 für die 
Periode 1870 — 1900 untersucht, und beide stimmen darin überein, 
daß die fleckenreichen Jahre kalt und die fleckenarmen warm sind; 
doch ist der Unterschied mehr theoretisch interessant als praktisch 
fühlbar, da die Schwankung nicht ganz 1 / 2 ° beträgt. Dieses Ver- 
halten ist deshalb auffallend, weil die Sonnentemperatur mit der 
Fleckenhäufigkeit zunimmt, und man hat es dadurch erklärt, daß 
in den fleckenreichen Jahren, die zugleich die nassen sind, die 
Bewölkung zunimmt, und diese nachweisbar die Temperatur in den 
Tropen hinabdrückt. 

Die Schwankungen der Gletscher und des Niveaus abflußloser 
Seen weisen auf meteorologische Perioden höherer Ordnung hin, die 
anscheinend keine Beziehungen zu den Sonnenflecken haben. Hier 
setzte E. Brückner 9 den Hebel an. Er untersuchte die Wasser- 



236 



Die, Lufthülle 



Standsschwankungen einer größeren Zahl von abflußlosen Seen, Fluß- 
seen und Flüssen aus allen Gegenden der Erde; die Temperatur- und 
Regenmessungen, die bis in die Mitte bzw. den Anfang des 18. Jahr- 
hunderts hinaufführen; die Eisverhältnisse der russischen Flüsse, 
deren Aufzeichnungen ebensoweit (betreffs der Düna bei Riga sogar 
bis 1556) hinaufreichen; die sorgfältigen Aufzeichnungen über das 
Datum der Weinernte in Westeuropa, die sich bis zum Ende des 
14. Jahrhunderts zurückverfolgen lassen, und endlich die Nach- 
richten über besonders kalte Winter, die das Material bis ungefähr 
1000 n. Chr. ergänzen. 



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+ 0,30 
4 0,20 
+ 0,10 
0,00 
-0,10 
-0,20 
- 0,30 



Fig. 55. Häußgkeit der Sonnenflecken ( ) und der Temperatnrabweichung 

( ) an 13 tropischen Stationen nach Noedmann. 



Das Ergebnis war die Entdeckung einer durchschnittlich 
35jährigen Periode. Jede Periode zerfällt in eine kalte und 
eine warme Hälfte; die Jahrestemperaturen steigen bis zu einem 
Maximum an und sinken dann bis zu einem Minimum hinab, freilich 
noch unregelmäßiger als die Tagestemperaturen innerhalb der Jahres- 
periode, weshalb es Brückner vorgezogen hat, fünfjährige Durch- 
schnittszahlen zu verwerten, die in ihrem Wesen genau den Monats- 
mitteln entsprechen. Die Zeit zwischen zwei Temperaturminima 
schwankt zwischen 20 und 50 Jahren, ebenso wie auch die Zeit 
zwischen zwei jährlichen Minima nicht immer 365 Tage beträgt; das 
Mittel von 35 Jahren ergibt sich aber aus verschiedenen Ansätzen, 
sodaß es wenigstens vorläufig als wahrscheinlichster Wert festgehalten 
werden muß. 

Auch diese Schwankung erscheint auf den ersten Blick nicht 
beträchtlich, nach der Tabelle auf S. 237 nur höchstens 1°C, in 



Das Klima 



237 



Klima Schwankungen. 1 



Jahre 


Tem- 
peratur 


Regen 
(Prozente) 


Seen 


Beginn der 
alpinen 

Gletscher- 
bewegungen 


Häufigkeit 
der Sonnen- 
flecken 
nach Liznar 


1731—1735 


-0,34° 


-4 




1735 Vorstoß 




1736—1740 


-0,43* 


+ 9 


1740 Max. 






1741-1745 


-0,35 


-6* 








1746—1750 


4-0,45 


+ 5 




1750 Rückzug 




1751 — 1755 


+ 0,16 


+ 5 








1756—1760 


— 0,08 


-3 


1760 Min. 






1761—1765 


-0,10 


+ 








1766—1770 


-0,42* 


-4* 




1767 Vorstoß 




1771—1775 


+ 0,24 


+ 7 








1776-1780 


+ 0,15 


-2 


1780 Max. 






1781-1785 


+ 0,13 


-2 








1786—1790 


-0,11 


+ 2 








1791—1795 


+ 0,46 


-2 








1796—1800 


+ 0,07 


-1 


1800 Min. 


1800 Rückgang 




1801—1805 


+ 0,26 


-4* 








1806—1810 


-0,18 


+ 3 








1811—1815 


-0,46* 


+ 




1814 Vorstoß 




1816—1820 


— 0,35 


+ 


1820 Max. 






1821 — 1825 


+ 0,56 


-2 




1823 Rückgang 




1826—1830 


+ 0,14 


-0 








1831 — 1835 


+ 0,03 


-8* 


1835 Min. 






1836—1840 


-0,39* 


-5 




1840 Vorstoß 


1840,5 Max. 


1841—1845 


-0,oo 


+ 1 








1846—1850 


— 0,08 


+ 3 


1850 Max. 






1851—1855 


+0,n 


+ 1 








1856—1860 


+ 0,06 


-4 




1856 Rückgang 


1856,o Min. 


1861 — 1865 


— 0,06 


-5* 


1865 Min. 






1866—1870 


+ 0,11 


-1 








1871—1875 


-0,04 


+ 2 




1875 Vorstoß 


1872,5 Max. 


1876—1880 


-0,07 


+ 7 * 


1880 Max. 






1881 — 1885 


-0,08* 


+ 6 






1886,o Min. 



x Mittel aus sämtlichen Gruppen der Erde; die positiven und negativen 
Werte stellen Abweichungen von der mittleren Temperatur bezw. Jahresmenge 
des Regens dar, im letzten Fall in Prozenten der mittleren Jahresmenge. 
Die dicken Striche scheiden die nach den Schwankungen der Weinernte auf- 
gestellten Perioden, die feinern die kalt-feuchten und warm-trockenen Phasen. 



238 Die Lufthülle 



der Periode 1836 — 70 sogar nur 0,5°. Aber man muß beachten, 
daß sich bei der Zusammenfassung der Beobachtungsreihen einzelner 
Orte zu Gruppenmitteln und dieser wieder zu einem Mittel für die 
ganze Erde viele Gegensätze ausgleichen. Wir können vermuten, 
daß im kontinentalen Klima die Amplituden größer werden (im süd- 
westlichen Rußland z. B. bis 2 °), und möglicherweise findet auch 
eine Steigerung mit der Breite statt. Die DovE'schen Werte für die 
mittlere Abweichung (s. S. 113) geben vielleicht auch hierfür einen 
Anhaltspunkt, wenn sie auch für unsere Frage nur mit großer Vor- 
sicht zu benutzen sind. 

Diese Temperaturschwankungen treten gleichzeitig auf der 
ganzen Erde ein, die Ursache muß daher außerhalb der Erde 
liegen, und w r ir sind geneigt, auch sie in periodischen Veränderungen 
des Strahlungsvermögens der Sonne zu suchen. Über diesen Punkt 
hat erst in jüngster Zeit William Lockyer 10 einiges Licht ver- 
breitet. Die nachstehende Tabelle zeigt, daß neben der im Durch- 
schnitt 11, 3 jährigen Periode der Fleckenhäufigkeit noch eine 
zweite Periode höherer Ordnung besteht, die sich einerseits in der 
Wachstumsdauer der Fleckenhäufigkeit vom Minimum zum Maximum, 
anderseits — und dies ist besonders wichtig — in der Flecken- 
bedeckung der Sonnenscheibe kund tut. Diese Periode dauert 
(lb43,5 — 1879,o) 35,5 Jahre, stimmt also mit der BßüCKNEu'schen 
Periode überein. Leider enthält unsere Temperaturtabelle auf S. 237 



Period 


Daten Dauer 
Minimum Maximum Minimum der 
le der Fleckenhäufigkeit Periode 


Dauer des 
Wachstums 
vom Mini- 
mum zum 
Maximum 


Fleckenbedeck- Mittlere 

ung in Pro- Häufigkeit 
mille der i-icht- der Sonnen- 
baren Sonnen- Hecxen 
hemisphäre nach Liznar 11 


I 


1833,9 


1837,2 


1843,5 


9,6 


3,3* 


86 


65,2 (1833—43) 


II 


1343,5 


1848,t 


1856,o 


12,5 


4,0 


85* 


53,6 (1843—56) 


III 


1856,o 


1860,i 


1S67,2 


11,2 


4,1 


112 


49,6* (1856-67) 


IV 


1867,2 


1870,6 


1879,o 


11,8 


3,4* 


126 


56,0 (1867—78) 


V 


1879,o 


1884,o 


1890,2 


11,2 


5,o 


78* 


34,6* (1878-89) 


VI 


1890,2 


1894,o 


? 


— 


3,8 


97 


41,4 (1889—1900) 



gerade für diese Zeit Unregelmäßigkeiten; berücksichtigt man aber 
nur das zweite Maximum, so herrscht leidliche Übereinstimmung: 
Minimum 1836—40, Maximum 1866—70, Minimum 1881- cso: jeden- 
falls fallen die Minima in die Perioden geringer Fleckenbedeckung. 
Wenn man statt dieser die Zahl der Sonnenflecken in Betracht zieht, 
wie es Liznar 11 getan hat, so verschiebt sich zwar das erste Minimum 
etwas, aber das Endresultat bleibt dasselbe, wie besonders aus den 
Häufigkeitsepochen, die Liznar auf graphischem Weg gefunden hat, 
und die der Tabelle auf 8. 237 beigefügt sind, hervorgeht. Mit der 
Temperatur schwankt auch der Niederschlag, aber im Gegensatz 
zu jener nicht überall in dem gleichen Sinn. In warmen Perioden- 



Das Klima 239 



hälfteh muß die Verdunstung größer sein, und man sollte daher auch 
reichlichere Niederschläge erwarten, aber nur auf den Meeren und 
in den ozeanischen Randpartien scheint diese Voraussetzung erfüllt 
zu sein, während im Binnenland die warme Zeit entschieden die 
trockene ist. Es müssen also — und das gleiche gilt auch für die 
fleckenarmen Jahre (S. 235) — die Kondensationsbedingungen auf dem 
Land ungünstiger sein. Brückner hat auf die periodischen Ver- 
änderungen des Luftdruckes hingewiesen. Dieser sinkt in der 
trocken-warmen Hälfte auf dem nordatlantischen Ozean und steigt 
über Europa; dort vertieft sich das subpolare Minimum, hier entsteht 
eine Antizyklone, die uns von der Zufuhr feuchter Meeresluft ab- 
schneidet. In der feucht-kühlen Hälfte gleichen sich die Gegensätze 
etwas aus; über dem nordatlantischen Ozean steigt das Barometer, 
über Europa sinkt es. Diese Erklärung reicht jedoch nicht aus, denn 
gerade in der sommerlichen Hauptregenzeit ist die Zufuhr ozeanischer 
Feuchtigkeit von untergeordneter Bedeutung. Nur detaillierte Unter- 
suchungen der jahreszeitlichen Regenverteilung in den beiden Perioden- 
hälften können eine Lösung dieser Frage anbahnen. x 

Die feuchten und trockenen Periodenhälften decken sich nicht 
genau mit den kalten und warmen, namentlich scheint sich die 
Periode 1756 — 1805 durch fast permanente Trockenheit ausgezeichnet 
zu haben. Wir können aber noch nicht entscheiden, ob diese Anomalie 
tatsächlich ist, oder ob sie nur in der bedauerlichen Mangelhaftigkeit 
des Beobachtungsmaterials ihre Erklärung findet. x x Von der Größe 

x Brückner 12 hat für beide Periodenhälften eine Bilanz des Regens von 
kontinentalem und ozeanischem Ursprung aufgestellt, aber unter der ganz will- 
kürlichen Voraussetzung, daß das prozentische Verhältnis beider Niederschlags- 
quellen konstant bleibt. 

x x Wenn mau nur längere Beobachtungsreihen in Betracht zieht, ist die 
Übereinstimmung leidlicher. Hann 13 hat die ßegenbeobachtungen von Padua 
(1725—1900), Mailand (1764— 1900) und Klagenfurt (1813 — 1900), und Lockyer 14 
die der britischen Inseln, Brüssels, Madras', Bombays, Kapstadts und des oberen 
Ohiotals daraufhin untersucht und folgende ungefähre Epochen gefunden. 
Wir fügen das mittlere Jahr der Temperaturepochen-Quinquennien nach der 
Tabelle auf S. 237 hinzu. 





Keg 


•en 


Temper 


atur 




Hann 


Lockyer 


Brückner 


Max. 


1738 


— 


Min. 


um 


1738 


Min. 


1753 


— 


Max. 


■n 


1748 


Max. 


1773 


— 


Min. 


• • 


1768 


Min. 


1788 


— 


Max. 


jj 


1793 


Max. 


1808 


1815 


Min. 


5J 


1813 


Miu. 


1823 


1825—30 


Max. 


. ?? 


1823 


Max. 


1843 


1845 


Min. 


?} 


1838 


Min. 


1859 


1860 


Max. 


>J 


1853 - 


Max. 


1878 


1878—83 


Min. 




1883 


Min. 


1893 


1893—95 










240 Die Lufthülle 



der Regenschwankungen gibt uns jene Tabelle kein richtiges Bild, 
weil in dem Mittel für die ganze Erde die europäischen Stationen 
wegen ihrer großen Anzahl naturgemäß dominieren, und auch die 
nordatlantischen Gebiete einbezogen sind. In Europa beträgt die 
Schwankung nur 14 — 20 Prozent, in den echt kontinentalen Gebieten 
Asiens aber schon bis 36 Prozent, in Barnaul in Sibirien über 
100 Prozent der mittleren Jahressumme (1861 — 1865 durchschnittlich 
150, 1881 — 85 460 mm!). Solche Gegenden, die ja an und für sich 
schon an Wasserarmut leiden, verändern in der Trockenzeit in der 
Tat ganz ihr Aussehen, und hier greifen die Klimaschwankungen 
noch viel tiefer als bei uns in die menschlichen Verhältnisse ein. 
Und doch fühlen wir ihren Einfluß selbst in Deutschland schon 
schwer genug. 

Von den in die physische Geographie einschlägigen Erschei- 
nungen werden die Wasserstände der Seen und Flüsse, das Meeres- 
niveau, die Eisbildung auf den nordischen Flüssen und die Bewegung 
der Gletscher am meisten beeinflußt; der Zusammenhang tritt schon 
in der Haupttabelle deutlich hervor, noch besser aber, wenn wir die 
Alpengletscher-Epochen mit den Schwankungen in Süddeutschland 
in Vergleich setzen. Wir legen auf das Verhalten der Seen und 
Gletscher das Hauptgewicht, weil sich darin auch noch größere 
Klimaperioden widerspiegeln. Ehe wir aber darauf eingehen, wollen 
wir noch eine wichtige Schlußfolgerung ziehen. 

Wir haben schon wiederholt über die Ungleichmäßigkeit der 
klimatologischen Mittelwerte geklagt. Aus unseren Erörterungen 
über die 35jährige Periode geht klar hervor, erstens daß nur gleich- 
zeitige Mittelwerte miteinander vergleichbar sind, zweitens daß kurze 
Beobachtungsreihen selbst in den Tropen ganz ungenügende Werte 
ergeben, weil sie dem auf- oder dem abwärtssteigenden Ast der 
Klimawelle angehören können. Mittel, die wirklich das Klima re- 
präsentieren, sog. Normal werte, müssen eine ganze Klimaperiode 
umfassen, also auf etwa 30 — 35jährige Beobachtungen sich stützen. 
Aber wir werden noch sehr lange warten müssen, bis diese Forde- 
rung auf .der ganzen Erde erfüllt ist; bis dahin müssen wir alle 
unsere Isothermen-, Isobaren-, Wind- und Kegenkarten als ziemlich 
rohe Skizzen betrachten. 

Säkulare Perioden. Aus den Normalmitteln ist die 35jährige 
Periode eliminiert, wie aus den Jahresmitteln die jährliehe, aus den 
Tagesmitteln die tägliche. Es entsteht nun die Frage, ob die 
Normalmittel, aneinander gereiht, eine ähnliche Schwankung zeigen 
wie die Jahresmittel, ob noch Perioden höherer Ordnung bestehen. 
Ziffernmäßig lassen sich diese nicht mehr nachweisen, denn wenn 



Das Klima 241 



auch manche Temperaturreihen bis in die Mitte oder den Anfang 
des 18. Jahrhunderts hinaufreichen, so sind sie doch selten homogen 
und überdies zu spärlich verteilt, um Rückschlüsse auf Bewegungen 
über die ganze Erde zu gestatten. Beachtenswert ist indes die 
Entdeckung Hellmann's, daß in Berlin in der Periode 1848 — 1907 
die Winter im Durchschnitt wärmer und die Sommer kälter waren 
als im Zeitraum 1756 — 1847, denn ähnliche Erfahrungen hat man 
auch in Wien und Stockholm gemacht. 15 Mancherlei Anzeichen 
haben wir in den Aufzeichnungen über die Wasserstände des Kaspi- 
sees, die Eisbedeckung der Flüsse, die Weinernte, die Gletscher- 
vorstöße, daß die 35jährigen Perioden nur Auszackungen größerer 
Wellen sind, die sich vielleicht über ein Jahrhundert und mehr 
ausdehnen und daher mit mehr Recht als die BßüCKNER'schen 
säkulare genannt zu werden verdienen. Auch das, was auf S. 217 
über primäre und sekundäre Gletscherschwankungen gesagt wurde, 
kann zugunsten dieser Annahme angeführt werden. 

Über Klimaänderungen zwischen den Anfängen der geschicht- 
lichen Kunde und dem Ende jenes großen Klimaabschnitts, den wir 
Eiszeit nennen, geben uns nur pflanzengeographische Untersuchungen 
Aufschluß. Aber in der Deutung der Funde stehen sich zwei An- 
sichten schroff einander gegenüber. 

„Die Torfmoore des südlichen Norwegens," sagt Blytt, 16 „be- 
stehen, wenn sie über der höchsten marinen Stufe liegen, aus vier 
Torfschichten mit drei zwischengelagerten Waldschichten, und sie 
sind, seit sie anfingen sich zu bilden, jetzt zum vierten Mal mit 
Wald bewachsen. Auf eine ähnliche Anzahl wechselnder Perioden 
deuten auch die dänischen Torfmoore mit ihren vier Torfschichten, 
welche zuweilen von Wurzelschichten geschieden werden. Torfmoore 
mit allen drei Wurzelschichten sind aus Dänemark bekannt, gleich- 
falls aus einzelnen Teilen Schwedens: Södermanland, Smaaland und 
Dalsland. Moore mit drei Wurzelschichten kennt man aus Schlesien, 
aus England und Schottland und aus dem Juragebirge." Wir haben 
hier nach Blytt's Auffassung einen wiederholten Wechsel von langen 
trockenen und feuchten Zeiträumen, und die Resultate, zu denen 
Sernander 17 in Schweden, LoriE in Holland und Lewis in Schott- 
land 18 gekommen sind, stehen damit in guter Übereinstimmung. 
Drei solche Klimaperioden nimmt August Schulz 19 für das mittlere 
Europa im Norden der Alpen an. 

Ein so regelmäßiges Auftreten von Schichten mit Waldresten 
wie Blytt annahm, hat J. Holmeoe in den norwegischen Torf- 
mooren nicht finden können. Er steht auf Seiten G. Andersson's, 
der die Annahme von Klimaperioden zurückweist und die Wechsel- 

Supan, Phvsische Erdkunde. 5. Aufl. 16 



242 Die Lufthülle 



lauerung von Torf- und Wurzelschichten auf das eigene Wachstum 
der Moore, das durch verschiedene, meist örtliche Ursachen bedingt 
war. zurückführt. Die Altersfolge der Bäume in Schweden läßt 
nach seiner Auffassung nur erkennen, daß seit der Eiszeit die Tem- 
peratur stetig zu- und dann wieder abnahm-. 20 Als sie den Höhe- 
punkt erreichte, war der Haselnußstrauch weit über seinen gegen- 
wärtigen Bezirk hinaus verbreitet. Seine heutige Nordgrenze fällt 
mit der August-September-Isotherme von 12° zusammen, an seiner 
ehemaligen beträgt die Temperatur im Spätsommer jetzt 9,5°, und 
man schließt daraus auf eine sommerliche Wärmeabnahme von un- 
gefähr 2 1 / 2 °- Solche horizontale Verschiebungen der Pfianzengrenzen 
mußten auch vertikale zur Folge haben, und in der Tat hat sich die 
Waldgrenze im südlichen Norwegen nach Rekstad 21 um 350 — 400, 
im mittleren Schweden um 150 bis über 200 und in Lappland um 
200 — 250 m 22 gesenkt. Für Island hat Thokoddsen eine größere 
Ausbreitung der Birkenwälder in nachglazialer Zeit nachgewiesen. 
Auch in Mitteleuropa schob sich nach Briquet zwischen die Eiszeit 
und die gegenwärtige Waldperiode eine „xerothermische" Periode mit 
wärmerem und trockenerem Klima ein, und diese Ansicht vertritt 
auch der Erforscher der Pflanzenwelt der Schwäbischen Alb, Geadmann. 

Die Frage ist also: füllen den geologischen Zeitraum, den wir 
Alluvium nennen, eine oder mehrere große Klimawellen aus? Und 
ferner: w r aren diese Klimawelle u allgemeine oder nur lokale Er- 
scheinungen? denn auch das letztere muß als möglich bezeichnet 
werden, da die Verteilung von Wasser und Land in Nordeuropa 
damals etwas von der heutigen abwich, und die Ostsee in offener 
Verbindung mit dem warmen nordatlantischen Ozean stand. 

Geologische Perioden. Eine scharfe Grenze zwischen der Gegen- 
wart und jener großen Epoche in der Erdgeschichte, die wir Eis- 
zeit nennen, gibt es nicht. Es ist möglich, daß die warme Zeit, 
von der wir eben gesprochen haben, noch in die Glazialperiode 
fällt, jedenfalls aber war der europäische Mensch schon Zeuge 
der großen Vergletscherung. Wie heutzutage Grönland, war damals 
ganz Nordeuropa 23 unter einer Eisdecke begraben, deren mächtigster 
Ausgangspunkt Skandinavien war (vgl. Taf. XIV). Im nördlichen 
Asien sandten nach Kropotkin alle Bodenerhebungen über 1000 m 
Höhe Gletscher aus, die die Täler bis 300 m Seehöhe erfüllten, 
während die Ebenen unter 600 m Seehöhe eisfrei blieben. Dies 
gilt jedoch nicht für die Küste des Eismeeres, wo Nansen von der 
Karasee bis zur Taimyrbucht unzweifelhafte Glazialspuren entdeckte. 
v. Toll 24 hielt auch das merkwürdige ostsibirische Steineis, d. h. 
wirkliche Eislager innerhalb eines Schichtensystems, für Reste ehe- 



Das Klima 243 



maliger Inlandeismassen, doch ist die Deutung jetzt wieder zweifel- 
haft geworden, 25 In Nordamerika füllte den Raum zwischen der 
canadischeD Küstenkette und dem Felsengebirge ein gewaltiger 
Gletscher aus, der von etwa 52 — 59° N nach Nordwesten und Süd- 
osten floß. Östlich vom Felsengebirge strahlte das Inlandeis von 
der Gegend zwischen dem Mackenzie und der Hudsonbai und von 
Labrador aus und ergoß sich sogar bis in die nördlichsten Vereins- 
staaten, in Ohio und Indiana bis über den 40. Parallel, also weiter 
als in der Alten Welt, wo selbst in Rußland der 49. Breitenkreis 
wohl nirgends überschritten wurde. iUle Gebirge der gemäßigten 
Zonen, die jetzt noch Gletscher tragen, waren damals bis in die 
Haupttäler herab vereist; unsere alpinen Gletscherströme rückten 
bis in die nördlichen und südlichen Ebenen vor und lagerten hier 
ihre gewaltigen Moränenmassen ab, nur im waren auch damals 
die Bedingungen weniger günstig, so daß der Murgletscher nach 
den Untersuchungen v. Böhm's schon in der Gegend von Judenburg 
sein Ende fand. In dem deutschen Mittelgebirge trugen wenigstens 
der Harz, die Vogesen, der Schwarz wald und das Riesengebirge 
ansehnliche Gletscher; Steinmann meint sogar, es habe hier keinen 
Fleck eisfreien Landes gegeben. Die Glazialzeit des Karpathen- 
systems haben Partsch, Paul Lehmann, de Martonne und Lucerna, 
die der Balkanhalbinsel Cvuic u. a. eingehend studiert. Gegen 
Westen können wir ihre sicheren Spuren über die Zentralappenninen, 
Corsica und die Pyrenäen bis Estremadura verfolgen. In den Hoch- 
gebirgen Zentralasiens tritt die großartige Entfaltung des eiszeitlichen 
Gletscherphänomens mit jedem Jahr deutlicher hervor. Auch die 
Tropen blieben von der Klimaänderung nicht verschont. 26 Auf den 
Vulkanriesen des östlichen Äquatorialafrika (Ruwenzori, Kenia und 
Kilimandscharo) wie in den Ancles von Columbia, Ecuador, Nordperu 
und Bolivia reichten die Gletscher 900 — 1000 m tiefer als jetzt 
herab. In den jetzt schneefreien Australalpen sind Gletscher am 
Mt. Koscinsko und Mt. Bogong nachgewiesen, auf Tasmanien findet 
man Glazialablagerungen schon in 120 — 210 m Seehöhe. An der 
Westseite Neuseelands stiegen die Gletscher bis an das Meer hinab. 
Kerguelen und Patagonien waren ganz mit Eis bedeckt. Mit einem 
Wort: Überall auf der Erde findet man Spuren einer Eis- 
zeit, soweit Land über die damalige Schneegrenze 27 hin- 
ausreichte. Nach den auf S. 186f. beschriebenen Methoden hat 
man ermittelt, daß die klimatische Schneegrenze damals in den 
Alpen 12 — 1300, in den Pyrenäen 1100, in dem Großen Becken 
Nordamerikas 1000, in den Australalpen ungefähr ebensoviel, in den 
Tropen aber nur 5 — 600 m unter der gegenwärtigen lag. Das läßt 

16* 



244 Die Lufthülle 



Bich durch die Annahme reichlicherer Niederschläge allein nicht 
erklären. Auch eine Temperaturerniedrigung muß hinzugetreten 
sein. Man hat sie auf 2 — 3° geschätzt, aber sie braucht nicht ein- 
mal so groß gewesen zu sein, wenn nur eine niedere Sommer- 
temperatur den Schmelzprozeß unterband. x Jedenfalls konnten sich 
die gewaltigen Eismassen in mittleren und niederen Breiten nur in 
einer feuchten Periode entwickeln. Ein solcher Klimacharakter in 
so relativ naher Vergangenheit mußte auch in den tiefer gelegenen 
Landstrichen Spuren hinterlassen, und in der Tat sind auch solche 
vorhanden. Hüll 29 nannte die Zeit, in der das Tote Meer so an- 
schwoll, daß es das ganze Ghör erfüllte, die Pluvialzeit. Einer 
solchen begegnen wir auch in den Wadis der Arabischen Wüste, 
wo Blanckenhokn 30 drei gewaltige Schotterablagerungen entdeckte, 
und aus den ägyptischen Gräberfunden aus dem vierten vorchrist- 
lichen Jahrtausend erfahren wir, daß damals in der benachbarten 
Wüste noch auf Giraffen, Elefanten und Löwen gejagt wurde, woraus 
man wohl auf einen mehr steppenartigen Charakter schließen darf. 
Das Stauwerk, das die alten Ägypter im Wadi Geraui errichtet haben, 
wäre zwecklos gewesen, wenn es damals nicht mehr geregnet hätte 
als heutzutage. 31 Wir wissen auch, daß die Sahara einst wasser- 
reicher war, daß Flüsse damals Täler ausfurchten, und in der Oase 
Chargen Steineichen wuchsen. Gautier, der kürzlich die Wüste 
zwischen Algerien und dem Niger durchquerte, fand zahlreiche 
Beweise, daß diese Gegenden noch in der jüngeren Steinzeit ver- 
hältnismäßig dicht bevölkert waren. Auch für Südafrika hat Pas- 
sarge 32 eine Pluvialzeit nachgewiesen. In Turan hatten sich die 
Seen mächtig ausgebreitet, der Kaspisee stand noch mit dem 
Schwarzen Meer in Verbindung. Schlagendere Gründe für die An- 
nahme der Gleichzeitigkeit der Pluvial- und Eisperioden liefern aber 
die großen Seen auf dem trockenen Hochland der westlichen Ver- 
einigten Staaten, der Bonneville-See, 33 dessen kümmerlicher Überrest 
der Große Salzsee ist, der Lahontan-See 34 am Fuß der Sierra 

x An der Magalhäesstraße liegt die Schneegrenze jetzt ebenso hoch wie 

in der Eiszeit in den nördlichen Alpen, nämlich in 1100 m Seehöhe, trotzdem 

der Winter wärmer ist als jetzt in Salzburg: 

Kältester Wärmster 
Winter Frühling Sommer Herbst Monat Monat Jahr 

Salzburg ( + ) . . -1,5° 8,o° 17,o° 8,3° -2,4° 17,8° 7,9° 

Punta Arenas ( — ) 2,i 6,6 10,5 7,o l,o ll,o 6,5 

Unterschied ... -3,6 +1,4 + 6,5 +1,3 -3,4 +6,8 +1,4 

Entscheidend ist also die Temperatur der wärmeren Jahreshälfte. Auch Brock- 
mann- Jerosch 28 gesteht aus botanischen Gründen nur eine Temperaturerniedrigung 
von 1,5° zu und bezeichnet das Klima der Eiszeit als ein ozeanisches mit reich- 
lichen Niederschlägen. 



Das Klima 245 



Nevada u. a., die so deutliche Strandlinien hinterlassen haben, daß 
man ihre einstige Fläche — 109300 qkm gegen 15400 qkm in der 
Gegenwart — ziemlich genau ermitteln konnte. Entscheidend ist, 
daß hier zwei Schwellungsperioden, entsprechend den beiden Eiszeiten 
der höheren amerikanischen Breiten, deutlich erkennbar sind, und 
daß in der Zwischenzeit die Seenbedeckung wahrscheinlich noch 
unter das gegenwärtige Maß herabsank. Ein anderes Zeichen für 
die Gleichzeitigkeit ist darin zu erblicken, daß in Nordindien, wo 
die diluviale Schneegrenze in etwa 3600 m Seehöhe gelegen sein 
mochte, der südliche Himalaya Gletscher bis 2000 m hinabsandte*, 
während im Salt Eange, der in 1530 m gipfelt, die Diluvialzeit nach 
E. Koken durch reichlichere Niederschläge als jetzt und große Ströme 
ausgezeichnet war. In den großen Talterrassensystemen, die Volz 35 
in Sumatra beobachtet hat, sieht er einen Beweis, daß auch die 
feuchteren Tropengebiete zum Beginn des quartären Zeitalters eine 
regenreichere Periode erlebt haben. 

Zwingende Beweise sind weder für noch gegen die Gleich- 
zeitigkeit der Eis- und Pluvialperioden auf der ganzen Erde ge- 
liefert worden, * aber Wahrscheinlichkeitsgründe, vor allem die Eis- 
zeit der Äquatorialzone, sprechen dafür. Auch folgte die Verteilung 
der Schneegrenzen den gleichen Gesetzen wie in der Gegenwart. Sie 
senkte sich von den Tropen gegen die Pole, wenn auch nicht um 
den gleichen Betrag, wie man früher vermutet hatte. Doch läßt 
sich auch dafür eine Erklärung geben, wenn man annimmt, daß das 
Maß ihrer Erniedrigung in der warmen Zone die Norm war, und 
der höhere Betrag in den mittleren Breiten auf Beclmung des 
erkältenden Einflusses der benachbarten großen Inlandeismassen zu 
setzen ist. Soweit unsere Kenntnisse reichen, hob sich die diluviale 
Schneegrenze in allen Breiten in der Richtung von der Küste land- 
einwärts; xx die Verteilung von Wasser und Land dürfte also damals 
nicht wesentlich anders gewesen sein als heutzutage. 

Daß auch die diluviale Eisdecke starken Oszillationen unter- 
worfen war, wird allgemein anerkannt, aber die Mehrzahl der gegen- 
wärtigen Glazialforscher neigt auch der Ansicht zu, daß die Rück- 
zugsphasen nach Dauer und Intensität völlige Unterbrechungen der 

x Die Eiszeit auf Neuseeland halten Hutton u. a. für älter, und die Eis- 
z< it in Kamtschatka und im nordöstlichen Asien hält Bogdanowitsch für jünger 
als die europäische. Selbst die Inlandeismassen Nordamerikas hält Tyrrell 
nicht für streng gleichzeitig, sondern meint, der Hauptvorstoß habe sich in der 
Richtung W — O immer mehr verspätet. 

xx Sehr deutlich zeigt sich dies auf der Balkanhalbinsel 36 , z. B.: 
Orjen (Dalnaatien) Höhe 1895, Schneegrenze 12—1400, Gletscherende unter 1000 m 
Kila (Bulgarien) „ 2930 „ 2100 „ 1600 m 



246 



Die Lufthüll« 



Eiszeit waren, hi den warmen und trockenenlnterglazialzeiten soll 
die Eisbedeckung nicht größer, ja z. T. sogar kleiner gewesen sein 
als in der Gegenwart. So unterscheiden Penck und Brückner 37 
in den Alpen vier Eiszeiten, denen im nördlichen Vorland ebenso- 
viel Schotterablagerungen entsprechen, und drei Interglazialzeiten, 
die sich dort durch Zwischenschichten aus Löß dokumentierend Die 
deutlichsten Spuren hat selbstverständlich die letzte Eiszeit hinter- 
lassen; auch während derselben machten sich Schwankungen be- 
merkbar, und ihr Übergang zur Gegenwart vollzog sich etappenweise 
mit einem deutlichen Rückfall. Auf den britischen Inseln hat J. Geikie 
sechs Eiszeiten unterschieden, während Lamplugh hier die Hypothese 
der Interglazialzeit ablehnt. Unsere Geologen nehmen für die nord- 
deutsche Ebene drei Eiszeiten an, Leverett für Nordamerika vier. 
Für die Einheitlichkeit der Eiszeit, die noch Geinitz 38 und Frech 39 
verfechten, sprachen lange Zeit die Verhältnisse in Skandinavien, bis 
es gelang, auch hier — in den Bohrprofilen von Jaederen — inter- 
glaziale Ablagerungen festzustellen. 40 

Aber nicht genug, daß sich die quartäre Eiszeit in eine Vielheit 
spaltet, auch in den älteren Perioden der Erdgeschichte treten 
Spuren von Eiszeiten auf. Wir lassen es dahingestellt, ob die 
Beweise für die unterkambrische, die silurische und die devonische 
Eiszeit stichhaltig genug sind, aber gewisse permische Ablage- 
rungen verraten deutliche Anzeichen glazialen Ursprungs. Man 
kannte sie bisher nur von dem Umkreis des Indischen Ozeans 
(Australien, Vorderindien, Südafrika), jetzt hat man sie auch im 
Kongobecken und in Togo entdeckt, und man darf daraus, auch 
wenn man mit Philippi 41 das Vorkommen in Westfalen als frag- 
würdig ausschaltet, den Schluß ziehen, daß die permische Eiszeit 
ein ebenso allgemeines Phänomen war wie die quartäre. 

Wir gelangen damit zur Erkenntnis von Klimawellen 
höchster Ordnung. In der Diluvialzeit war das Klima in Mittel- 



X Einteilung mit Angabe der Schneegrenze unter ( — ) und über ( -\-) der 
gegenwärtigen. 

IX. Gegenwart ± 

VIII. Übergangsperiode 

4. Daunstadium ... — 300 

3. Gschnitzstadium . . — 600 

2. Bühlstadium ... - 900 

1. Achenschwankung . — 700 
VII. Wüvmeiszeit 

3. Zweites Maximum . -1200 

2. Laufenschwankung . —1000 
1. Erstes Maximum. . —1200 



VI. Würm-Biß -Interglazial- 




zeit 


-f 300 


V, Eiß-Eiszeit ..'... 


-1300 


IV. Eiß-Mindel- Interglazial- 




zeit 


? 


III. Mindel-Eiszeit . . . . 


-1300 


IL Mindel-Günz-Interglazi- 




alzeit 


y 


I. Günz-Eiszeit 


-1200 



Das Klima 247 



europa glazial, in der Pliozänzeit gemäßigt wie jetzt, im Miozän halb 
tropisch, im ältesten Tertiär tropisch. Die tertiäre Waldfiora von 
Spitzbergen und Grönland trägt einen' gemäßigten, die ebenfalls 
tertiäre Flora der antarktischen Seymourinsel (64° B) einen fast 
halbtropischen Charakter. Wir können diese Welle nicht mit 
gleicher Sicherheit weiter rückwärts verfolgen, aber wir können den 
ganzen Zeitraum zwischen der permischen und der quartären Eis- 
zeit als eine große Klimaperiode auffassen. Dies macht das Glazial- 
problem verwickelter. Früher dachte man sich die Eiszeit — man 
kannte nur eine einzige — als eine extreme Episode im stetigen 
Abkühlungsprozeß, jetzt ist sie eine im ganzen Entwicklungsgang 
der Erde begründete wiederkehrende Erscheinung. Früher fragte 
man sich, welche abnormen Bedingungen haben die nordische Eis- 
kappe im Diluvium geschaffen?, jetzt fragt man: wie kommen die 
großen Klimawellen zustande? Damit verengt sich der Kreis der 
möglichen Ursachen. Als solche sind Verschiebungen der Pole 
(womit man jetzt so freigebig umgeht!), Veränderungen in der Ver- 
teilung von Wasser und Land und Abnahme der Seehöhen schon 
durch die iUlgemeinheit der letzten Eiszeit ausgeschlossen. Verlegt 
man die Ursache in die Erde, so ist man zur Annahme geologischer 
Zyklen gezwungen. Die Klimaschwankungen werden in diesem Fall 
aufgefaßt als Folgeerscheinungen des an- und abschwellenden Vul- 
kanismus, der die Zusammensetzung und damit die thermische Durch- 
lässigkeit der Lufthülle beeinflußt. De Marchi 42 legt dabei das 
Hauptgewicht auf die Zufuhr von Wasserdampf, Arrhenius 43 auf 
die Zufuhr von Kohlensäure, Sarasin 44 auf die Erzeugung von Höhen- 
staubwolken nach Art jener, die den Krakatau-Ausbruch begleiteten, 
und Hoffmann 45 auf das Zusammenwirken aller drei Momente. Ein 
größeres Ansehen hat nur die Theorie von xVrrhenius gewonnen. 
Die Bedeutung der Kohlensäure besteht darin, daß sie die Rück- 
strahlung der der Erde zugeführten Wärme in den Weltraum durch 
ihre Absorptionsfähigkeit vermindert. Man hat berechnet, daß eine 
Verarmung der Luft an Kohlensäure um 54 Prozent ihres gegen- 
wärtigen Gehaltes hinreichen würde, um die mittlere Temperatur 
um 4 — 5° zu erniedrigen, und daß eine Steigerung des Gehaltes um 
das Vier- bis Sechsfache die gegenwärtige Temperatur um 8 — 9° 
erhöhen würde. Der Gehalt an Kohlensäure wechselt, er wird ge- 
steigert durch vulkanische Eruptionen und durch die kohlensauren 
Gas- und Wasserquellen, vermindert hauptsächlich durch Kohlen- 
und Kalkbildung und durch den Zersetzungsprozeß der Silikate. 
Frech 4 ? findet diese Theorie in der Erdgeschichte bestätigt: „Jede 
Eiszeit fällt mit dem völligen oder annähernd völligen Aufhören 



248 



Die Lufthülle 



der vulkanischen Tätigkeit zusammen; jeder Höhepunkt vulkanischer 
Ausbrüche schließt Eiszeiten aus/' Daß die permische und die 
quartäre Eiszeit auf Perioden starker Kohlenanhäufung folgen, ist 
sehr beachtenswert. Aber eine Erklärung der Interglazialzeiten 
fehlt, da sich diese durch keine lebhaftere vulkanische Tätigkeit 
auszeichneten. Um diesem Mangel abzuhelfen, haben Chamberlin 
und Salisbuey 47 die Ansicht zu begründen versucht, daß in den 
Interglazialzeiten die warmen, in den Eiszeiten die kalten Meeres- 
strömungen vorherrschten; aber müssen sich diese Strömungen nicht 
stets kompensieren? 

Man kann die Ursache der geologischen Klimaperioden auch in 
den Veränderungen der Stellung der Erde zur Sonne suchen. 
Diese sind dreierlei Art. Die Schiefe der Ekliptik, die jetzt 23° 27' 
beträgt, schwankt innerhalb von etwa 40000 Jahren höchstens zwischen 
22° 6' und 24° 50'. Der Einfluß dieser Schwankung auf die Er- 
wärmung der Erdoberfläche ergibt sich ohne weiteres aus dem Grund- 
gesetz des solaren Klimas (s. S. 60). 

Mit zunehmender Schiefe der Ekliptik wächst (mit Ausnahme 
des Äquators) Sonüenhöhe und Tageslänge im Sommer und nimmt 
im Winter ab, x aber die von Ekholm 48 berechneten Abweichungen 
der Temperatur von der gegenwärtigen x x reichen an sich nicht aus, 
um Eiszeiten zu erzeugen, eine Verkleinerung der Schiefe könnte 
aber nach der Ansicht von Heez 49 wohl an irgend einer Stelle die 
Eisbildung einleiten, diese würde eine Abweichung des Eotations- 
vom Trägheitspol und diese wieder Verschiebungen des Meeres zur 
Folge haben. Anderseits stimmen die Sommertemperaturen für die 
Maximalschiefe vor 9100 Jahren gut mit denjenigen, die sich aus 



x Aus den Formeln (S. 61) ergibt sich z. ß. für 60° B.: 

Tageslänge 



Sonnenhöhe 

Schiefe Sommer- Winter- »n. 

der Ekliptik Solstitium Solstitium giouie 

23° 27' 53° 27' 6° 33' 18 h 30" 

24 50 54 50 5 10 19 6 

22 6 52 6 7 54 17 54 

x x Positive und negative. Abweichungen der Temperatur von der gegen- 
wärtigen im Winter- (WH) und Sommerhalbjahr (SH) und im Jahresmittel (J)- 



kleinste 

5 h 30 m 
4 54 
6 6 



Vor 9100 Jahren, Seh. d. E. = 24,24» 



NB. 

90° 
70 
50 
30 
10 




WH. 

0,o° 

-0,4 
-1,0 
-0,7 
-0,4 



SH. 

3,2° 

2,4 

1,1 

0,5 

0,0 

-0,2 



J. 

1,6° 

1,0 

0,05 

0,1 

0,2 
0,2 



Vor 28300 Jahren, Seh. d. E. = 22,i 3 ° 



WH. SH. 



0,7 

1,1 

0,7 

0,4 



-3,8 
-1,6 
-0,6 

0,1 

0,4 



J. 

-2,55° 

— 1,55 

— 0,05 
0,35 
0,4 
0,4 



Das Klima 249 



der Verbreitung der Haselnuß in Schweden in der nachglazialen 
Wärmeperiode ergeben (vgl. S. 242). 

Eine zweite Störung haben wir unter dem Namen Präzession 
bereits kennen gelernt (S. 59). Gegenwärtig liegt die_ Schneegrenze 
auf der südlichen Halbkugel tiefer als auf unserer. Ein aphelischer 
Winter scheint also der Vereisung günstig zu sein, wir haben jedoch 
bereits auf S. 60 und 97 darauf aufmerksam gemacht, daß die 
Verteilung von Wasser und Land jetzt ein viel wichtigerer Faktor 
ist, als die Entfernung der Erde von der Sonne. Aber auch diese 
ändert sich. Die Exzentrizität der Erdbahn (e) die jetzt nur 
0,oi67 beträgt, ist einer Periode von 91800 Jahren unterworfen und 
schwankt zwischen den allerdings nur in den seltensten Fällen er- 
reichten Extremen 0,0745 (oder 0,o-77s) und nahezu Null. Bei hoher 
Exzentrizität steigert sich der Unterschied zwischen dem Winter- 
und Sommerhalbjahr (= 465 e), der jetzt nur 7,8 Tage beträgt, auf 
34,6 (oder 36,2) Tage, und darauf gründete Ckoll 50 seine berühmte 
Theorie, die sich lange Zeit hindurch des größten Ansehens erfreute. 
Bei hoher Exzentrizität hat diejenige Halbkugel Eiszeit, deren Winter 
in das Aphel fällt, und die Vereisung ist nicht so sehr eine Folge 
der direkten klimatischen Veränderungen, als der dadurch be- 
dingten Verschiebungen der Meeresströme. Aber die Tatsachen 
sprechen für die Gleichzeitigkeit der Eiszeit auf beiden Halbkugeln, 
nicht für abwechselnde Eiszeiten auf der einen, dann auf der andern 
Halbkugel. Um diesem Umstand Rechnung zu tragen, hat Pilgeim 51 
auch die Schwankung der Schiefe der Ekliptik in die Rechnung 
eingeführt und das Zusammenwirken aller drei Störungen für eine 
Million Jahre in der Vergangenheit berechnet. Aus diesen Ergeb- 
nissen leitete er dann die Schwankungen der Schneegrenze in den 
Alpen ab (vgl. Fig. 56). Das geschah unter Voraussetzungen, die 
freilich noch problematisch sind. Die durch die astronomischen 
Verhältnisse bedingten Schwankungen sind verhältnismäßig klein und 
reichen nicht im entferntesten aus, die Erscheinungen der diluvialen 
Glazialperiode zu erklären. Ist aber einmal eine Inlandeisdecke zu- 
stande gekommen, so wirkt sie ebenfalls abkühlend, und dieser 
Faktor fällt mehr ins Gewicht als der astronomische. Ja sein Ein- 
fluß dehnt sich noch bis in die folgende Interglazialzeit aus und 
bewirkt, daß Inlandeismassen auch Interglazialzeiten überdauern 
können. Das grönländische Inlandeis z. B. ist nach dieser Auf- 
fassung ein Überbleibsel aus der früheren Glazialzeit, das die gegen- 
wärtigen interglazialen Temperaturverhältnisse wohl zurückdrängen, 
aber nicht vernichten konnten. Wir sehen in Fig. 56 ein fort- 
währendes Auf- und Abschwanken der alpinen Schneegrenze. Das 



250 



Die Lufthülle 



sind die alle 10000 Jahre wechselnden astronomischen Glazial - 
und Interglazialzeiten. In ihrer Anordnung zeigen sich aber Perioden 
höherer Ordnung, die durch die durchgelegte Kurve ver sinnlicht 
werden. Das sind die geologischen Eis- und Interglazialzeiten. 
Die gesamte Glazialperiode dauerte nach Pilgkim über eine Million 
Jahre. Aber wir dürfen dieser Chronologie kein großes Gewicht 
beilegen, wie ja überhaupt die ganze hier vorgetragene Theorie 
vorderhand nur als ein geistreicher und beachtenswerter Versuch, 
nicht als eine Lösung zu betrachten ist. 



.00 





















\ 


i H 








i \ 














iii 


Hk 


s 


\\ 


ll 


i 


| 


H 
















\ fuH 


w 


w 


* 


M 


fh 


tft 


ff 






















T 


y i 


V 




VW 




w 


Wl 


1 




R 




RM 






K 
M 




MG 



. 500 

_ 1000 

. 1500 

. 2000 

Fig. 56. Die Schwankungen der Schneegrenze in den Alpen nach Pilgkim. 

Die Schneegrenzenhöhen in Abweichung von der gegenwärtigen. Tn der Höhe ist 
1 mm = 100 m, in der Länge = 10000 Jahre, d. h. eine halbe Präzessionsperiode. 
PJV — Postwürmzeit, W = Würmeiszeit, WE — Würm-Riß-Interglazialzeit, E = Riß- 
Eiszeit, EM = Riß-Mindel-Interglazialzeit, M = Mindel-Eiszeit, M G = Mindel-Günz- 

Interglazialzeit. 



Eine dritte Gruppe von Theorien verlegt die Ursache der geo- 
logischen Klimaschwankungen ganz außerhalb der Erde. Ausgehend 
von der Beobachtung, daß sich das Sonnensystem im Weltenraum 
fortbewegt, nimmt Nölke 52 an, daß die Sonne zeitweise kosmische 
Nebel passierte, die einen Teil ihrer Licht- und Wärmestrahlung 
absorbierten; der Wechsel von Glazial- und Interglazialzeiten könnte 
durch den Wechsel dichterer und dünnerer Stellen in der Nebel- 
masse erklärt w r erden. Nahe liegt die Annahme langperiodiger 
Schwankungen der Sonnenstrahlung selbst, aber leider wissen wir 
darüber noch nichts Sicheres. Während Langley 1903 eine aus- 
gesprochene Abnahme der Sonnenstrahlung zu erkennen glaubte, 
leugnet Newcomb alle solche Schwankungen mit Ausnahme der elf- 
jährigen und hält auch diese für ganz geringfügig. 

Für uns hat die Frage der geologischen Klimaschwankungen 
ein mehr als nur theoretisches Interesse. Befinden wir uns in einer 
Interglazialzeit oder gehen wir einer neuen Tertiärperiode ent- 
gegen? Schlüter 53 hat sich für letzteres ausgesprochen, indem er 



Das Klima 251 



auf verschiedene tiergeographische Änderungen, unter anderen 
auf das immer häutiger beobachtete überwintern einzelner Zug- 
vögel und das seltenere Auftreten nordischer Wandergäste hin- 
wies. Kann man eine so weittragende Beweiskraft diesen Ar- 
gumenten auch nicht zuerkennen, so sind sie doch immerhin be- 
achtenswert. 

Klimaänderungen. Unter dem Gesichtspunkt der Klimaschwan- 
kungen betrachtet, gewinnen auch die verschiedenen, immer wieder 
auftauchenden Nachrichten über die Änderung des Klimas einzelner 
Gegenden eine ganz neue Beleuchtung. Es wurde darüber ein zeit- 
weise erbitterter Streit geführt, aber Gegner und Verteidiger können 
sich heute die Hand reichen, ohne ihre Ansichten gänzlich ändern 
zu müssen. Nur müssen die ersteren zugeben, daß das Klima in 
der Tat nichts Konstantes ist, daß Änderungen von verschiedener 
Dauer stattfinden, und daß jede Generation solche Änderungen er- 
fährt, die ihr bei oberflächlicher Betrachtung als dauernd erscheinen 
können. Früher sagte man, das Klima ändere sich lokal, aber 
dauernd; jetzt sagen wir: die Klimaänderungen sind zeitlich be- 
schränkt, aber allgemein. Da wir nur mit Normalwerten operieren, 
so können wir die Grenzen der Klimaprovinzen im großen 
und ganzen als konstant ansehen, vom Standpunkt der säku- 
laren Schwankungen betrachtet, sind sie es aber wahrscheinlich nicht. 
Nur muß man in dieser Beziehung größte Vorsicht walten lassen, 
weil die Nachrichten, aus verschiedenen Zeiten stammend, sehr leicht 
nur die BRüCKNER 7 schen Perioden widerspiegeln können und daher 
nicht einfach aneinander gereiht Averden dürfen. Es könnte dabei 
geschehen, daß wir nur die absteigenden Äste aufeinander folgender 
Klimawellen wahrnehmen, nicht aber die dazwischen liegenden auf- 
steigenden, und dies könnte zu ganz falschen Schlüssen führen. 
Selbst wenn man diese Klippe vermeidet, wie das bei Ekholm's 
Vergleich der Beobachtungen in Uranienborg 1582 — 97 (durch 
Tycho Brahe) und 1881 — 98 der Fall ist, sind weittragende 
Schlüsse nicht zulässig, denn die Abweichungen sind nicht so auf- 
fällig, daß sie nicht auch in Beobachtungs- und Instrumentalfehlern 
oder in anderen Zufälligkeiten begründet sein könnten. Mit großer 
Bestimmtheit tritt die Behauptung einer zunehmenden Aus- 
trocknung auf. Daß die Eiszeit in eine wasserreichere Periode, 
die Götz 54 als Regenzeit und Kropotkin 55 als Seenperiode be- 
zeichnet, ausklang, ist möglich; auch die auf S. 244 erwähnten ägyp- 
tischen Gräberfunde sprechen dafür. Die Frage ist aber die: nehmen 
die Niederschläge seit jener Zeit beständig ab, und sind die längeren 
Perioden, z. B. die BRüCKXFR'schen, nur als untergeordnete Schwan- 



252 Die Lufthülle. 



kungen zu betrachten? Selbst langjährige Aufzeichnungen x liefern 
keinen Anhaltspunkt dafür, aber man kann einwenden, daß sie zur 
Beantwortung dieser Frage nicht ausreichen. Man beruft sich auf 
die Zeugnisse der Geschichte. Aber wie schwer ist es hier, die Ur- 
sachen einer Veränderung reinlich voneinander zu scheiden! Hat, 
wie man von Zeit zu Zeit immer wieder behauptet, stetige Begen- 
abnahme Griechenland, Kleinasien, Syrien und andere Kulturstätten 
des Altertums zur Verödung und Barbarei verurteilt, oder ist nur 
die Untüchtigkeit der jetzigen Bewohner dafür verantwortlich zu 
machen? Wahrscheinlich das letztere, denn einerseits hat Unger 
schon vor Jahren nachgewiesen, daß jene Länder auch im Altertum 
an Wassermangel litten, und anderseits blüht die alte Fruchtbarkeit 
wieder auf, wenn — wie bei Urfa, Aintab, Mess'r und a. a. 0. — 
der Boden durch ein ausgebreitetes Kanalsystem genügend benetzt 
wird. Für Nordafrika hat kürzlich Leitner 56 die Frage der Klima- 
änderung in geschichtlicher Zeit sorgfältig untersucht und ist zu 
einem verneinenden Ergebnis gekommen. Es ist bezeichnend, daß 
alle neueren Nachrichten über Austrocknung aus Gebieten stammen, 
die von Natur aus regenarm sind, wie aus Zentralasien, wo die 
Entdeckung buddhistischer Ruinenstätten in der Wüste Taklamakan 
berechtigtes Aufsehen erregt hat, 57 aus dem östlichen Iran, 58 aus 
Südamerika, 59 und aus Südafrika. Das Seichterwerden von Flüssen, 
das Versiegen von Quellen und Brunnen sind Veränderungen, die 
hier tief in das menschliche Wirtschaftsleben einschneiden und daher 
einwandfrei festzustellen sind. Aber alle diese Erscheinungen können 
auch andere Ursachen haben, als eine Abnahme der Niederschläge. 
Sand verwehung durch den Wind kann die Grenzen der Wüste ver- 
schieben. Die Vernichtung von Waldbeständen kann die Boden- 
feuchtigkeit vermindern, namentlich in Ländern ohne Schneedecke 
und mit kurzer Kegenzeit. Passarge 32 hat auch betont, daß der 
aus der Pluvialzeit stammende Vorrat von unterirdischem Wasser 
in Ländern, die von Natur aus trocken sind, auch ohne Eegen- 
abnahme einer allmählichen Erschöpfung entgegengehen muß, be- 
sonders wenn der Mensch sie ausnutzt. Übrigens ist auch die Mög- 
lichkeit zunehmender Austrocknung solcher Länderräume, die von 
der Zufuhr maritimer Feuchtigkeit abgeschnitten sind, nicht von 

x 35jährige Normalmittel nach Hahn: 13 

1726-60 
Padua ... 880 
Mailand ... — 

Klagenfurt . . — 



?61— 95 


1795—1830 


1831-65 


1865—1900 


923 


835 


836 


835 mm 


920 


1010 


1080 


1020 „ 


— 


— 


950 


1020 „ 



Das Klima 253 



der Hand zu weisen, braucht aber nichts mit einer allgemeinen 
Klimaänderung zu tun zu haben, weil jede zufällige Verminderung 
der im Land erzeugten Luftfeuchtigkeit eine Verminderung des 
Niederschlages, diese eine weitere Verminderung der Feuchtigkeits- 
quelle usw. zur Folge hat, die Wirkung also die Ursache steigert. 
Das Hauptgewicht legte man auf die Zusammenschrumpfung der 
Seen, aber dieses Argument erwies sich als wenig stichhaltig, und 
nichts ist geeigneter, vor voreiligen Schlüssen in dieser Frage zu 
warnen, als die Tatsache, daß der Aralsee seit ungefähr 1880 wieder 
im Steigen begriffen ist. Eine Wasserstandsmarke vom Jahr 1874 
war 1903 bereits um 2,75 m überschritten, und das nordöstliche 
Ufer ist ein paar Kilometer weit überschwemmt. Nach Woeikow's 
Schätzung enthielt der Aralsee 1908 20 Proz. mehr Wasser als 1880. 
Eine ähnliche Zunahme wurde auch an anderen Seen benachbarter 
Gegenden, z. B. im Gouvernement der Steppe, am Issykkul, Balkasch- 
see, Saissan-nor u. a. beobachtet und steht in völliger Überein- 
stimmung mit dem gleichzeitigen Anschwellen der Flüsse und dem 
Vorrücken der Gletscher des Tienschan. 60 

Wie Reichelt 61 urkundenmäßig nachgewiesen hat, hatte der 
Weinbau in Deutschland um das Jahr 1300 seine größte Ausbreitung 
erreicht, selbst nach Niederbayern, Thüringen und Brandenburg war 
er vorgedrungen. Hat sich seitdem das Klima verschlechtert? 
Nichts zwingt uns zu diesem Schluß. Der kirchliche Gebrauch des 
Weines bei der Messe ließ es, besonders den Klöstern, wünschens- 
wert erscheinen, ihn überall anzubauen, wo er in günstigen Jahren 
eben noch fortkommt; die Güte des Erzeugnisses spielte dabei keine 
Rolle. Je mehr sich aber der Geschmack und die Verkehrsmittel 
verbesserten, desto mehr zog sich der Weinbau in Gegenden zurück, 
wo er noch als ein lohnender Zweig der Landwirtschaft betrieben 
werden kann. Sehr oft werden Kulturen aufgegeben, weil sich ihr 
Erträgnis aus äußeren Gründen vermindert. So verschwindet all- 
mählich der Maulbeerbaum aus Südtirol, weil die Konkurrenz der 
ostasiatischen Seide zu mächtig geworden ist, und in einigen Jahr- 
hunderten könnte ein Gelehrter daraus eine Klimaänderung folgern, 
wenn ihn nicht die zahlreichen Geschichtsquellen der Gegenwart 
über die wahren Ursachen belehren würden. Ganz in das Gebiet 
der Sage gehören die Nachrichten von dem einstigen Kornreichtum 
Islands, von skandinavischen Ansiedlungen an der Osküste Grön- 
lands, von der Gangbarkeit alpiner Pässe, die jetzt vergletschert 
sind usw. Sie sind alle teils durch Untersuchungen an Ort und 
Stelle — wie in Grönland — , teils durch die historische Kritik 
widerlegt worden, was natürlich nicht verhindern wird, daß man sie 



254 Die Lufthülle 



von Zeit zu Zeit immer wieder einem leichtgläubigen Publikum auf- 
zutischen versuchen wird. 

Einfluß des Waldes. Die schwierigste und am meisten um- 
strittene Frage ist die nach dem Einfluß des Waldes auf das 
Klima. Daß er als Windbrecher wirkt, ist eine tägliche Erfahrung; 
er bietet dadurch ebenso Schutz wie ein Gebirge, nur in geringerem 
Grad. Alle seine anderen Einflüsse werden aber vielleicht über- 
schätzt. Jedenfalls haben die verschiedenen Untersuchungsmethoden 
verschiedene Ergebnisse geliefert. Wenn man, wie es z. B. Woeikow 
tat, große Waldgegenden mit unbewaldeten vergleicht, so scheinen 
sich überall die ersteren durch niederere Jahrestemperatur, geringere 
Wärmeschwankungen und reichlichere Niederschläge vor den letz- 
teren auszuzeichnen. Diese Methode ist aber nicht einwandfrei, 
weil man möglicherweise dem Wald zuschreibt, was in der Tat 
eine Wirkung anderer Faktoren ist. Es ist doch auffallend, daß 
die forstlich-meteorologischen Beobachtungen in Deutschland, Oster- 
reich und Schweden einen so weit reichenden Einfluß nicht erkennen 
lassen, 62 und für Sachsen ist Schbeibeb durch eine eingehende 
Analyse zu demselben Resultat gelangt. Betreifs der Lufttemperatur 
ist zwar festgestellt, daß sie unter den Baumkronen etwas niederiger 
ist als in den Lichtungen, und hier wieder etwas niederiger als an 
den benachbarten Freilandstationen, aber im Jahresmittel höchstens 
um einige Zehntel Grad. Auch sind die Schwankungen im eigent- 
lichen Wald geringer als in der Lichtung und im Freiland, denn 
das Laubdach schützt namentlich in der Vegetationszeit vor inten- 
siver Ein- und Ausstrahlung, und das echte Waldklima nähert sich 
in dieser Beziehung dem Seeklima. Gerade die Eigenschaft des 
Windbrechers hindert aber das Innere des Waldes, in klimatische 
Wechselbeziehung zum entfernten Freiland zu treten; nur die 
Temperaturverhältnisse der Baumkronen können durch Vermittelung 
von Luftströmungen auf größere Entfernung wirken, und zwar, wie 
die Erfahrung gelehrt hat, besonders in der kälteren Tageshälfte, 
wenn die Baumkronen bei klarem Himmel rascher erkalten als der 
nackte Boden. Im großen und ganzen ist also der Einfluß des 
Waldes auf die Temperaturverteilung, wenigstens in den Kultur- 
ländern unserer Breiten, sehr mäßig; und niemand wird behaupten 
wollen, daß sich das Isothermensystem gänzlich umgestalten würde, 
wenn Europa und Asien von Ozean zu Ozean ein einziger Wald 
wäre. Der Einfluß auf die Eegenmenge kann theoretisch nicht 
geleugnet werden, seitdem man auch die Landfeuchtigkeit als eine 
Quelle der Niederschläge erkannt hat, und man darf auch nicht 
vergessen, daß der Wald indirekt den Regen begünstigt, indem er 



Das Klima 255 



horizontale Luftströmungen zum Aufsteigen nötigt. Trotzdem haben 
auch in diesem Punkt die Beobachtungen nur ein zweifelhaftes 
Eesultat ergeben. Schubert 63 fand zwar in waldreichen Gegenden 
im Sommerhalbjahr einen Mehrniederschlag von 6 Proz., davon sind 
aber 3 Proz. auf Eechnung der Aufstellung des Regenmessers zu 
setzen, weil ein geschütztes Instrument mehr Regen auffängt als ein 
ganz frei stehendes , und die übrigen 3 Proz. sind noch mit einer 
Unsicherheit von 2 Proz. behaftet. In Schlesien ist die Regenmenge 
im Waldland 25 mm höher als im Freiland, der Einfluß des "Waldes 
ist also nur gleichzuachten einer Bodenerhebung von 44 m. Man 
muß eben berücksichtigen, daß die Feuchtigkeit, die ein Waldgebiet 
erzeugt, durch Winde entführt und ferner liegenden, vielleicht wald- 
armen Gegenden zugute kommen kann. x Ein schlagenderer Beweis 
für die regenerhöhende Kraft des Waldes scheint aus folgendem 
hervorzugehen. Blanford hat die Regenverhältnisse eines Gebietes 
von ungefähr 160000 qkm in den indischen Zentralprovinzen vor 
und nach der Bewaldung, die 1875 begann, untersucht, und um den 
Einfluß der Perioden dritter Ordnung auszuschließen, mit den Nieder- 
schlägen von ganz Indien verglichen. Das Ergebnis war folgendes: 

1869—75 1875—83 

Wald der Zontralprovinzen . . . 1215 13ß9 mm 

Ganz Indien 1072 1074 „ 

Das betreffende Gebiet war vor der Bewaldung um 13, nach 
derselben aber um 27 Proz. regenreicher als Indien im Gesamt- 
durchschnitt. 14 Proz. könnten also auf Rechnung der Bewaldung 
gesetzt werden. Aber auch das erscheint uns noch nicht ganz sicher, 
denn schon 1874, also vor der Wiederbewaldung, begann dort die 
Regenkurve stark anzusteigen, und außerdem ist die mittlere Regen- 
menge eines Landes von so gewaltigen Gegensätzen, wie Indien, ein 
zu schematischer Wert, als daß er als Vergleichsobjekt ein befriedi- 
gendes Gefühl der Sicherheit in uns erwecken könnte. 

Literaturnachweise. ! W. Koppen, Versuch einer Klassifikation der 
Klimate, in der Geographischen Zeitschrift 1901. 2 R. Hult in den Vetens- 
kapliga Meddelanden af geografiska föreningen i Finland, I, 1892 — 93. — 
3 E. de Martonne, Traite de geographie physique, Paris 1909. — 4 A. Penck, 
Versuch einer Klimaklassifikation auf physiogeographischer Grundlage, in den 
Sitzungsberichten der Preußischen Akademie der Wissenschaften 1910. — 
5 Eine knappe Übersicht gibt J. N. Lockyer, Simultaneous Solar and Terrestrial 
©banges; in Xature 1904, Bd. LXIX, S. 351. — 6 Norman und William Lockyer 



x Nach den Untersuchungen von E. Marchand wird durch die Ver- 
dunstung der Wälder der französischen Landes die Regenmenge im Umkreis 
von 240 km, al*o auf einem Gebiet, das 7— 8mal so groß ist als der Wald- 
bezirk, um G0 mm vermehrt. 



256 Die Lufthülle 



in der Meteorologischen Zeitschrift 1902, S. 423, und 1903, 8. 88. W. Lockyer, 
A Discussion of Australian Meteorology, London 1909. C. Braak hat den 
Einfluß einer Luftdruckperiode auf die Temperatur und den Hegen in Nieder- 
ländisch-Indien untersucht (Meteorol. Ztschr. 1910 S. 121). — 7 W. Koppen, Über 
mehrjährige Perioden der Witterung, in der Zeitschrift der Österr. Gesellschaft 
f. Meteorologie, 1881. — 8 Gh. Nordmann in den Comptes rendus der Pariser 
Akademie der Wiss. 1903, Bd. CXXXVI, S. 1047. — 9 E. Brückner, Klima- 
schwankungen seit 1700; Wien 1890. Nachträge in Petermann's Mitteilungen 
1902, S. 173. — 10 W. Lockyer, Die Sonnentätigkeit 1833—1900. Übersetzung 
aus den Proceedings of the Royal Society, 1901, in der Meteorologischen Zeit- 
schrift, 1902. — » J. Liznar, ebenda S. 237. — n E. Brückner, 1905, zit. S. 169. — 
13 J. Hann, Die Schwankungen der Niederschlagsmengen in größeren Zeiträumen, 
in den Sitzungsberichten' der Wiener Akademie der Wiss., math.-naturwiss. 
Klasse, 1902, Bd. CXI, Abteil. IIa. — " W. Lockyer in Nature 1903, Bd. LXVI1I, 
S. 8. — 15 Zeitschrift der Gesellschaft für Erdkunde, Berlin 1910, S. 395. — 
16 A. Blytt, Zwei Kalktuffbildungen in Gudbrandsdalen; Beiblatt 36 zu Engler's 
Botanischem Jahrbuch 1892. — 17 G. de Geer und R. Sernander, On the Evidences 
of Changes of Climate in Scandinavia, in den Geologiska föreningens i Stockholm 
förhandlingar, Bd. XXX, 1908. — 18 J. Geikie in der Zeitschrift für Gletscher- 
kunde, Bd. I, S. 21. — 19 Aug. Schulz, Entwicklungsgeschichte der phanerogamen 
Pflanzendecke Mitteleuropas nördlich der Alpen; Stuttgart 1899. — 20 G. Anders- 
son, The Climate of Sweden in the Late-quaternary Period, im Arsbok 1909 
von Sveriges geologiska undersökning. — 21 G. Rekstad im Zentralblatt für 
Mineralogie etc. 1903, S. 469. — 22 A. Gavalin in der Skogsvärdsfören. Tidskrift, 
Stockholm 1909, S. 133. — 23 E. Geinitz, Das Quartär von Nordeuropa; Stutt- 
gart 1904. — 24 E. y. Toll, Die fossilen Eislager und ihre Beziehungen zu 
den Mammutleichen, in den Memoires de l'Academie imper. des Sciences de 
St. Petersbourg, 1895, Bd. XLII. Über Vorkommnisse in Nowaja Stmilja u. 
Spitzbergen s. La Geographie 1910, Bd. XXII. S. 282. — - b A. Bunge in den 
Verhandlungen der Kais. Russischen Mineralogischen Gesellschaft 1903, Bd. XL, 
S. 203: J. P. Tolmatschew, ebenda S. 415; J. B. Tyrrell im Journal of Geology 
1904, Bd. XII, S. 232. — 26 Hans Meyer, Die Eiszeit in den Tropen, in der Geo- 
graphischen Zeitschrift, 1904. — 27 A.Penck, Höhenkarte der Schneelinie in Europa 
während der Gegenwart und Eiszeit, in den Verhandlungen des IV. Deutschen 
Geographentages 1884; z. T. veraltet, aber noch immer interessant. — 28 H. Brock- 
mann- Jerosch , Die fossilen Pflanzenreste des glazialen Deltas bei Kaltbrunn, 
im Jahrbuch der St. Gallischen Naturwissenschaftlichen Gesellschaft 1909. — 
29 E. Hüll, The Survey of Western Palestine; London 1886. — 30 M. Blancken- 
horn, zit. S. 52. — 81 H. Burmester im Globus 1910, Bd. XCVII1, S. 149. — 
32 S. Passarge, Die Kalahari; Berlin 1904. — 33 G. K. Gilbert, Lake Bonneville; 
Washington 1890. — 34 J. C. Russell, Geological History of Lake Lahontan; 
Washington 1885. — 35 W. Volz, Nordsumatra, Bd. I, Berlin 1909. — 36 J. Cvijic, 
Neue Ergebnisse über die Eiszeit auf der Balkanhalbinsel, in den Mitteilungen 
der Wiener Geographischen Gesellschaft, 1904. — 37 A. Penck und E.Brück- 
ner, Die Alpen im Eiszeitalter; Leipzig 1901 — 09, ein fundamentales Werk! 
Eine übersichtliche Darstellung der Resultate gab H. Lautensach im Geo- 
graphischen Anzeiger, 1909, S. 85 u. 101 (mit Karte, die im Original fehlt) 
und in der Zeitschrift für Gletscherkunde Bd. IV, S. 1. — 38 E. Geinitz, Wesen 
und Ursache der Eiszeit, im Archiv des Vereins der Freunde für Naturgeschichte 
in Mecklenburg, Bd. LIX, 1905. — " F. Frech in der Zeitschrift der Gesell- 
schaft für Erdkunde 1906, S. 543. — 40 O. Bjorlykke, Jaederens Geologie, 



Das Klima 257 



Kristiania 1908. — 41 E. Philippi, Über einige paläoklimatische Probleme, im 
Neuen Jahrbuch für Mineralogie usw. Beilagebancl XXIX, 1910. — 42 L. de 
Marciii, Le cause dell' Era glaciale, Pavia 1895. — 43 Svante Arrhenius, On 
the Influence of Carbonic Acid in the Air upon the Temperature of the Ground, 
im Philosophical Magazine, 1896, Bd. XLT. Die vermutliche Ursache der 
Klimaschwaukungen, in den Meddellanden from K. Vetenskapsakademiens Nobel- 
institut, Bd. I, 1906. Die physikalischen Grundlagen der Kohlensäuretheorie 
der Klimaveränderungen, im Zentralblatt für Mineralogie usw., 1909. — 

44 P. und F. Sarasin, Über die mutmaßliche Ursache der Eiszeit, in den Ver- 
handlungen der Naturforschenden Gesellschaft in Basel, Bd. VIII, 1901. — 

45 J. F. Hoffmann, Grundlinien einer Theorie der Eiszeiten, in den Beiträgen 
zur Geophysik, 1908, Bd. IX. — 46 F. Frech, Studien über das Klima der geo- 
logischen Vergangenheit, in der Zeitschrift der Gesellschaft für Erdkunde, 
Berlin, 1902. Die wichtigsten Ergebnisse der Erdgeschichte, in der Geographischen 
Zeitschrift 1905. Über das Klima der geologischen Perioden, im Neuen Jahr- 
buch für Mineralogie usw. 1908, Bd. II. — 47 Th. C. Chamberlin u. R. D. Salis- 
bury, Geology, New York 1907, Bd. II u. III. — 48 N. Ekholm, On the variations 
of the Climates of the Geological and Historical Past, and their Causes, im 
Quarterly Journal of the E. Meteorologicai Society, Bd. XXVII, 1901. — 
49 N. Herz, Die Eiszeiten und ihre Ursachen, Leipzig 1909. — 50 J. Croll, 
Climate and Cosmology, Edinburgh 1885. — 51 Zit. S. 169, Anm. 3. — 52 Fr. Nölke, 
Die Entstehung der Eiszeiten, in den Deutschen geogr. Blättern, Bd. XXXII, 
Bremen 1909. Neue Erklärung der Entstehung der irdischen Eiszeiten, in 
den Abhandlungen des naturwissenschaftlichen Vereins in Bremen 1909, 
Bd. XX. — 53 W. Schuster im Journal f. Ornithologie ; Leipzig 1902, S. 331. — 
54 Wilh. Götz, Historische Geographie; Leipzig 1904. Das Klima am Beginn 
der neolithiächen Zeit, in den Verhandlungen des 16. Deutschen Geographen- 
tags, Berlin 1907. — 55 P. Kropotkin, The Dessiccation of Eurasia, im Geo- 
graphical Journal, London 1904, Bd. XXIV. — 56 H. Leitner, Die Frage der 
Klimaänderung während geschichtlicher Zeit in Nordafrika, in den Abhand- 
lungen der Geogr. Gesellschaft in Wien, Bd. VIII, 1909. — 57 Ellsworth Hun- 
tington, The Rivers of Chinese Turkestan and the Dessiccation of Asia, im 
Geographica! Journal, Bd. XXVIII, London 1906. M. A. Stein Land-Buried 
Ruins of Khotan, London 1903. — 58 R. Pümpelly, W. M. Davis and Ellsw. Hun- 
tington, Explorations in Turkestan, Washington 1905. — 59 I. Bowman, Man 
and Climatic Change in South America, im Geographical Journal, Bd. XXXIII, 
London 1909. — 60 L. Berg, Trocknet Zentralasien aus? in den Iswestijä der 
K. Russischen geographischen Gesellschaft, 1905, Bd. XLI. Auszug in Peter - 
mann's Mitteilungen 1906, Literaturbericht Nr. 491. Vgl. auch J. de Schokalsky 
in den Annales de geographie, 1909, Bd. XVIII, S. 407, und A. Woeikow, Der 
Aralsee, in Petermann's Mitteilungen 1909. — 61 K. Reichelt, Beiträge zur Ge*- 
schichte des ältesten Weinbaues in Deutschland; Reutlingen 1886. — 62 J.Schubert, 
Der Einfluß der Wälder auf das Klima, in der Meteorologischen Zeitschrift, 
1900. — 63 J. Schubert, Wald und Niederschlag in Schlesien; Eberswalde 1904. 



Supan, Physische Erdkunde. 5. Aufl. 17 



Dritter Abschnitt. 

Das Meer. 1 

Morphologie des Meeres. 

Mit der Luft teilt das Wässer die Eigenschaften der Beweglich- 
keit seiner Teilchen, aber diese Beweglichkeit findet eine Schranke 
in der Gestaltung des Gefäßes, das das Wasser umschließt. 

Gliederung des Weltmeeres. Die Verschiedenheiten in der Ge- 
stalt und Gliederung der Ozeane finden in ihrer mittleren und 
größten Küstenentfernung den kürzesten ziffernmäßigen Ausdruck. 
Jean de Windt 2 ermittelte folgende Werte, wobei er die Grenzen 
der drei Hauptozeane nach S bis zu dem hypothetischen Südpolar- 
kontinent verlängerte : 

Mittlerer Größter 

Küstenabstand 

Atlantischer Ozean 606 km 2050 km 

Indischer Ozean 621 „ 1700 „ 

Großer Ozean 765 „ 2265 „ 

Gesamtes Weltmeer .... 695 „ — 

Daß der Große Ozean die höchsten Werte aufweist, ist selbst- 
verständlich; überraschend ist dagegen, daß sich der Indische und 
der Atlantische Ozean in bezug auf die mittlere und die größte 
Küstenentfernung ganz verschieden verhalten. Das erklärt sich aus 
ihrer Gestalt: der Indische Ozean ist, wie der Pazifische, eine große 
Bucht mit immer weiter auseinander fliehenden Landgrenzen, der 
Atlantische Ozean dagegen ein Tal mit ein- und ausspringenden 
Winkeln. 

Die Gliederung des Meeres spiegelt sich nur zuni Teil in der 
des Landes wieder. Wohl entspricht das Adriatische Meer der lang- 
gestreckten Gestalt Italiens und der Bengalische Busen der Dreiecks- 
form Vorderindiens, aber zwischen der arabischen Halbinsel und 
den sie begrenzenden Meereseinschnitten finden wir keine morpho- 



Morphologie des Meeres 259 



logischen Beziehungen mehr. Ein so rudimentäres Glied wie die 
Somalihalbinsel und der nordwestliche Vorsprung des afrikanischen 
Festlandes ist der Golf von Guinea. Schärfer ausgeprägt sind schon 
der Arabische und der Bengalische Meerbusen; wir können sie ver- 
gleichen mit jenen Halbinseln, deren Bergzüge sich ohne Unter- 
brechung im Festlandsrumpf fortsetzen. Während sich aber der 
Boden der genannten Golfe allmählich zur Tiefsee absenkt, ist er 
in der Baffinbai trogförmig gestaltet, und eine Schwelle trennt ihn 
von dem Becken des offenen Atlantischen Ozeans. Ein Gegenstück 
dazu finden wir in jenen gebirgigen Halbinseln, die sich mittels 
eines Tieflandstreifens an den Festlandsrumpf angliedern. Macht 
sich die Trennung auch oberseeisch geltend, indem sich die Ver- 
bindungsstelle zwischen dem offenen Ozean und seinem Nebenraum 
zu einer schmalen Pforte verengt, so entsteht ein Binnenmeer, 
das unter den großen Halbinseln der Gegenwart .nur ein typisches 
Seitenstück findet: die Krim. Im übrigen sind auch die Binnen- 
meere sehr verschieden. Bald ist die Verbindungsstelle ein einziger 
schmaler Kanal, wie bei dem europäischen Mittelmeer und dem 
Persischen Golf, bald ist sie durch insulare Mittelpfeiler in mehrere 
Eingänge geteilt, wie bei der Ostsee, der Hudsonbai und dem Roten 
Meer; bald füllen diese Meere tiefe Einstürze der Erdkruste aus, 
wie im Roten und Mittelländischen Meer, bald flach schüsseiförmige 
Einsenkungen, wie in der Ostsee und Hudsonbai. Der Persische 
Golf ist das einzige Binnenmeer, dessen Tiefe nach dem Ausgang 
zu wächst. Ganz eigenartig sind die inselabgeschlossenen 
Meere in dem Bereich zertrümmerter Faltenzüge. Sie sind eine 
charakteristische Eigentümlichkeit der pazifischen Welt, die sie am 
West- und Nordrand umsäumen: das Bering-, Ochotskische und 
Japanische Meer, die Ostchinesische See und das Australasiatische 
Mittelmeer bilden eine ununterbrochene Übergangszone zwischen 
dem größten Festland und dem größten Meer. Der Atlantische 
und der Indische Ozean haben nur je ein Glied dieser Art: das 
Amerikanische Mittelmeer und das Andamanische Meer. 

Die Binnen- und die inselabgeschlossenen Meere fassen wir 
unter dem Namen Nebenmeere zusammen. In der Regel sind sie 
trogartig gestaltet, indem die ozeanischen Ausgangspforten flacher 
sind als der innere Raum: ein Umstand, der sich für die vertikale 
Temperaturverteilung als wichtig erweist. Am typischsten ist die 
Trogform im Roten Meer ausgeprägt; die tiefste Stelle liegt fast 
genau in der Mitte. Diese morphologische Eigenschaft verleiht den 
Nebenmeeren im Gegensatz zu den offenen Busen eine gewisse 
Selbständigkeit, und zwar den Binnenmeeren in noch höherem Grad 

17* 



260 



Das Meer 



als den inselabgeschlossenen, weil jene von den großen Meeres- 
strömungen nicht berührt werden. Sie gleichen geschlossenen Häusern 
mit einem einzigen Tor, während die Meere, die durch Inselketten 
vom Ozean geschieden werden, offenen Säulenhallen ähnlich sind, 
durch deren zahlreiche Eingänge die Meeresströme ungehindert ein- 
und ausfließen können, sofern nicht die Tiefen Verhältnisse Hinder- 
nisse bereiten. Die Nordsee zählen wir nur aus konventionellen 
Gründen zu diesen Nebenmeeren, in Wirklichkeit ist sie nur ein 
Meerbusen mit durchbohrter Rückwand, der auch in seinem unter- 
seeischen Relief keine Spur von Selbständigkeit verrät. 

Das Beringmeer und das Australasiatische Mittelmeer unter- 
scheiden sich von den übrigen Nebenmeeren dadurch, daß sie als 
Durchgangsmeere zwei Ozeane miteinander verbinden. Der Sues- 



Ozeane und Nebenmeere nach 
der Einteilung von 
Krümmel x 




Größte 
bekannte Tiefe 



See 



Atlantischer Ozean 
Kanal und Irische 

Nordsee 

Ostsee 

Europäisches Mittelmeer . 
Hudsonbai ...... 

St. Lorenz- Golf .... 

Amerikanisches Mittelmeer 



Indischer Ozean . . . 
Rotes Meer .... 
Persischer Golf . . . 
Andamanisches Meer . 

Großer Ozean .... 
Australasiatisches Meer 
Ostchinesisches Meer . 
Japanisches Meer . . 
Ochotskisches Meer 
Beringmeer .... 
Golf von Californien . 



Offener Ozean 
Nebenmeere 



96 010 140 

213 380 

571910 

406 720 

2 967 570 

1 222 610 

219 300 

4 584 570 

73 441 960 
458 480 
232 850 
790 550 

165 798 660 
8 125 060 
1 242 480 

1 043 820 
1507 610 

2 274 800 
166 790 

335 250 760 
26 028 500 



3450 

60 

90 

55 

1430 

130 

130 

2090 

3930 

490 

25 

780 

4100 
1100 

180 
1530 
1270 
1440 

990 

3870 
1190 



8526 

263 

665xx 

463 
4400 

202 

572 
6269 

7000 

2249 

122 

3156 

9636 

6505 

1100? 

3575 

3370 

5700 

2904 

9636 
6505 



x Die Ozeane sind bis zum südpolaren Festland ausgedehnt (vgl. S. 33). 
Wir weichen aber von Krümmel darin ab, daß wir das nördliche Eismeer zum 
Atlantischen und das Tasmanische Meer zum Großen Ozean rechnen. — 
x x Im Skagerrak. Eine ältere Messung, die 809 m ergeben hatte , ist nun 
zweifelhaft geworden. 



Morphologie des Meeres 261 



kanal hat diese Eigenschaft auch dem europäischen Mittelmeer 
wieder zurückgegeben und dadurch dessen Bedeutung außerordent- 
lich erhöht. Überhaupt muß man zugestehen, daß die Nebenmeere, 
so sehr sie auch räumlich hinter dem Ozean zurücktreten — sie 
machen nur 7,2 Prozent des Weltmeeres aus — und nur als gering- 
fügige Anhängsel desselben erscheinen, die menschliche Entwicklung 
in viel höherem Maß beeinflußt haben. Gerade ihre verhältnis- 
mäßig kleinen Dimensionen befähigten sie dazu, die völkerverbindende 
Kraft des Meeres früher zur Geltung zu bringen als die ungeheure 
Wasserwüste des offenen Ozeans. Je gegliederter diese Nebenmeere 
sind, um so besser konnten sie ihre Kulturaufgabe erfüllen. In 
dieser Beziehung wird das europäische oder das Mittelmeer schlecht- 
weg von keinem übertroffen. Durch die italienische Halbinsel zerfällt 
es in zwei Hauptbecken; das östliche besitzt im Adriatischen und 
Ägäischen Meer zwei weit vorgreifende Glieder und spielt dem 
Schwarzen Meer gegenüber selbst wieder die Rolle eines Ozeans. 
Einen ganz anderen Typus repräsentiert das Australasiatische Mittel- 
meer. Ohne hervorragende Gliederung zeichnet es sich durch weit- 
gehende Individualisierung seiner Teile aus; namentlich die östliche 
Hälfte gleicht einem Zellengewebe, was uns noch deutlicher wird, 
wenn wir die Tiefenverhältnisse berücksichtigen. Die senkrechten 
und die wagrechten Dimensionen müssen eben stets im Zusammen- 
hang betrachtet werden. 

Unterseeische Bodenformen. Der ozeanographische Zweig der 
physischen Erdkunde war bis in die letzten Jahrzehnte ein selt- 
sames Gemisch von wahren und falschen Vorstellungen, guten Beob- 
achtungen und willkürlichen Annahmen; und erst die wissenschaft- 
lichen, mit zuverlässigen Apparaten ausgerüsteten Seeexpeditionen, 
die seit den sechziger Jahren begannen, und unter denen die des 
britischen Kriegsschiffes „Challenger" (1872 — 76) 3 besonders her- 
vorragt, haben eine wissenschaftliche Meereskunde begründet. Ihnen 
sowie den zahlreichen Kabellegungen verdanken wir zunächst eine 
richtigere Vorstellung von der Tiefe und Beschaffenheit des Meeres- 
bodens. Ein wesentliches Verdienst erwarb sich dabei Bkooke durch 
die Erfindung des ablösbaren Lotes (1854), denn nur dadurch wurde 
es möglich, in tiefer See genau den Zeitpunkt zu bestimmen, wann 
das Lot den Boden berührt, und das weitere Abwickeln der Leine 
durch den Seegang zu verhütend Aber selbst unsere neuesten und 



x Daß selbst die hochentwickelten Lotungsmaschinen der Gegenwart dies 
nicht immer verhüten, zeigt ein Vorfall auf dem Vereinigten Staaten-Dampfer 
„Dolphin" im Januar 1902. In 19° 46' N, 68° 10' W rollten 12679 m Lottau 
ab, wobei ein großer Teil davon verloren ging. 



262 Das Meer 



besten Isobathenkarten 4 lassen mehr ahnen, als sie wirklich dar- 
stellen, da die Lotungen nicht bloß verhältnismäßig spärlich, sondern 
auch sehr ungleichmäßig verteilt sind. Sie drängen sich dichter in ' 
der Nähe der Küsten, wo das praktische Bedürfnis der Schiffahrer 
schon früh zu Tiefenuntersuchungen geführt hat, während die weiten 
Flächen des offenen Ozeans nur von vereinzelten Lotungsreihen 
durchfurcht sind. Glücklicherweise wird dieser Übelstand dadurch 
gemildert, daß der Meeresboden im großen und ganzen ebener 
ist als die Oberfläche des Festlandes. Ein Profil durch den 
verhältnismäßig unebenen Teil des Atlantischen Ozeans zwischen 
den Azoren und dem Kanal zeigt nach Krümmel einen mittleren. 
Abstand zwischen zwei aufeinander folgenden Erhebungen (Mulden- 
breite) von 120 km, das mitteleuropäische dagegen einen solchen 
von nur 1 / 2 bis l 1 ^ km. Nur ausnahmsweise, wo Land untergetaucht 
ist, erinnert das marine Bodenrelief an die Mannigfaltigkeit unserer 
Gebirgslandschaften.* Die Einförmigkeit des Meeresbodens ist 
leicht verständlich; zwar sind auch dort die unterirdischen Kräfte 
tätig und schaffen Erhebungen und Vertiefungen, aber jene anderen 
Faktoren, die die Details der oberseeischen Bodenformen heraus- 
modellieren, die Verwitterung und die Erosion, fehlen ihm ganz 
oder wirken doch in anderer Weise. Die Verwitterung fehlt, denn 
der Meeresboden ist gänzlich vor dem Einfluß der Atmosphärilien' 
geschützt; und wenn auch das Seewasser eine zersetzende und auf- 
lösende Wirkung auf den festen Meeresgrund ausübt, so geht dieser 
chemische Prozeß doch außerordentlich langsam vor sich, und seine 
Produkte werden nicht durch Winde und fließendes Wasser nach 
fernen Gegenden entführt, sondern lagern sich an Ort und Stelle 
wieder ab. Zwar ist auch das Meerwasser bewegt, aber seine 
mechanischen Wirkungen reichen nicht tiefer als bis 200 m und 
sind auch anderer Art als die der Flüsse, sie gehen in die Breite und 
schaffen keine Kinnen, oder sie gehen, wenn das Wasser an oro- 
graphischen Hindernissen in wirbelnde Bewegung gerät, auch in die 
Tiefe, erzeugen aber dann Kolke. xx Von einer anderen Art von 
Veränderungen haben wir erst durch die Beschädigungen der Kabel 
Kenntnis erhalten, nämlich von Rutschungen, denen alle steileren 
unterseeischen Böschungen ausgesetzt sind, und die zum Teil auf 



x Vgl. das Kärtchen des Nordrandes des Biskayagolfs in Krümmel's 
Ozeanographie, Bd. I, S. 100, den ersten Versuch in Schraffenmanier. 

x x Einen solchen , durch Gezeitenströme erzeugten Kolk in Porto di 
Malamocco in der Lagune von Venedig beschrieb O. Marinelli. Die Tiefe 
beträgt 50 m und die mittlere Böschung 13° 50', doch kommen auch Abstürze 
bis 45° vor. 



Morphologie des Meeres 263 



Seebeben, zum Teil, aber nur in den Tropen, auf unterseeisches 
Hervortreten des Grundwassers in der Regenzeit zurückgeführt 
werden. Wie häufig sie sind, geht aus Milne's 5 Zusammenstellung 
hervor, die innerhalb eines Zeitraumes von 20 Jahren an 38 Kabel- 
linien 245 Brüche verzeichnet. Aber diese Veränderungen verringern 
den Böschungswinkel und tragen somit zum Ausgleich der Tiefen- 
unterschiede bei. Den gleichen Erfolg haben im großen und ganzen 
auch die Ablagerungen der Flüsse, der Eisberge, der staubführenden 
Winde, der unterseeischen Vulkanausbrüche und der Überreste der 
Meeresorganismen — mit einem Wort: der Meeresboden ist 
f ein Reich der Aufschüttung, nicht der Zerstörung. 

An das Pestland schließt sich zunächst der Strand an, jener 
amphibische Gürtel, der bei Hochwasser Meeresboden und bei Nieder- 
wasser Land ist. Ratzel schätzt die Länge aller Küsten einschließ- 
lich der engen Talbuchten (Fjorde und Rias) auf 2 Mill km; nimmt 
man mit Murray als mittlere Strandbreite 0,8 km an, so bedeckt 
der Strand eine Fläche von 1,6 Mill. qkm oder etwa 0,4 Proz. der 
Meeresfläche in ihrer weitesten Ausdehnung. Dann folgt das Schelf 
oder die Flachsee bis 200 m Tiefe, endlich die Tiefsee jenseits 
der Isobathe von 200 m. Diese Tiefenlinie (entsprechend der 
100 Fadenlinie) ist in dreifacher Beziehung wichtig: als Grenze der 
Kontinentaltafel (vgl. S. 46), der erosiven Wirkungen des bewegten 
Seewassers und des Eindringens des Lichtes, wodurch in der Flach- 
see ganz andere Lebensbedingungen für Pflanzen und Tiere geschaffen 
werden, als sie in der Tiefe vorhanden sind. 

Soweit sich vom Strand aus die Küste langsam senkt, soweit 
rechnen wir das Schelf, wie man es in neuester Zeit bezeichnet. 
Seine Breite ist sehr verschieden, seine Grenze fällt in der Regel 
ungefähr mit der 200 m-Linie zusammen. Dann folgt in mehr oder 
minder scharfer Weise eine Knickung des Bodens. Gehen wir von 
der Westküste Irlands unter 55° B. nach Westen, so finden wir 
den Rand der Flachseeplatte, auf der die Britischen Inseln ruhen, 
erst in 102 km Entfernung, was einem Abfallswinkel von kaum 0,7° 
entspricht; zwischen 200 und 500 m Tiefe steigert er sich aber 
schon auf 1° 43' und zwischen 1000 und 2000 m Tiefe sogar auf 
5° 43' — erreicht also schon die Gefällswerte im deutschen Mittel- 
gebirge (Erzgebirge vom Keilberg bis Annaberg 1°45', NO -Ab- 
dachung des Thüringer W'aldes 5° 37'). Weiter im S, im Umkreis 
des Golfs von Biscaya, ist der Abfall noch steiler. E. Hüll 7 be- 
rechnet den mittleren Böschungswinkel des ganzen westeuropäischen 
Schelfs auf 13—14°, bei Kap Torinana (43° 4' N) maß er sogar 36°, 
also schon eine echt alpine Böschung. Auch die von den Konti- 



264 



Das Meer 



' & 

i? 
II 






* 



n enten durch Bruch abgetrennten Inseln senken sich 
rasch in das Meer. 8 

Sofern das Schelf eine untergetauchte Küsten- 
ebene ist, bildet es einen integrierenden Bestandteil 
des Festlandes, nicht des eigentlichen Meeresbodens, 
und seine ununterbrochene Erstreckung über weite 
Küstengebiete und das Vorkommen benachbarter ab- 
getrennter Schelfstücke, die jetzt Bänke bilden, sprechen 
deutlich für seine kontinentale Zugehörigkeit. Aus- 
nahmsweise kann es aber auch durch Anhäufung von 
Sedimenten zustande gekommen sein. Eisberge können 
grobe Gesteinsmassen weithin verfrachten, und in der 
Glazialzeit mag sich dieser Prozeß im großen Maßstab 
abgespielt haben. Nach Blake's 9 Annahme ist auch 
das Wasser bei der Ausbildung des Schelfs beteiligt. 
Wenn es sich von der Küste wegbewegt, lasse es die 
von ihm mitgeführten festen Teilchen in dem Maß zu 
Boden sinken, in dem die Stromkraft erlahmt. Daher 
häufen sich die Sedimente nicht, wie man bisher an- 
nahm, hauptsächlich in der unmittelbaren Nähe der 
Küste an — dies gilt aber wohl von den gröberen 
Bestandteilen — , sondern ihre Mächtigkeit wachse mit 
der Entfernung von der Küste, und sie brechen dort 
schroff ab, wo der seewärts gerichtete Strom erlischt. 
Durch diese Aufschüttung soll die ursprünglich gleich- 
mäßige Kontinentalböschung zuerst gemildert und 
dann gesteigert werden. 

Dort, wo sich der Gefällswinkel dauernd auf 
wenige Bogenminuten ermäßigt, hört die Kontinental- 
böschung auf und beginnt der Flachboden der 
Tiefs ee. Über die hier auftretenden Formen 10 wird 
uns ein Durchschnitt durch den Atlantischen Ozean 
unter 44° S belehren (Fig. 57). 



Tiefe m 
0—2000 
2000—3000 
3000—4000 
4000—5000 
Westl. Muldenboden bis ca. 5600 m 
5000—4000 
4000—3000 



Breite 

km 

81 

54 

270 

459 

1188 

324 

189 



Mittlere 
Böschung 

1°25' 
1 4 
13 

7 

11 
18 



Morphologie des Meeres 265 





Breite 


Mittlere 


Tiefe m 


km 


Böschung 


Schwellenhöhe bis 2740 in 


351 


— 


3000—4000 


216 


0°16' 


4000—5000 


757 


5 


Östl. Muldenboden bis ca. 5600 m 


1188 


— 


5000—4000 


162 


21 


4000—3000 


216 


16 


3000— 


108 


1 35 



Trotz Tiefenunterschieden von nahezu 3000 m gewinnt man doch 
den Eindruck eines Flachbodens, und selbst die 30 fache Überhöhung 
unseres Profils kann ihn nicht verwischen. Das Gefälle gleicht dem 
unserer Ebenen; so senkt sich beispielsweise die Münchener Ebene 
von Holzkirchen bis Moosburg unter einem Winkel von 0° 14', die 
Poebene vom Alpenrand nach der mittleren Flußrinne unter 0° 8', 
und die norddeutsche Tiefebene zwischen dem Wiehengebirge und 
der Hadelnküste unter kaum 0° T. Eine so völlige Horizontalität 
mögen wohl auch die Muldenböden besitzen, von denen jeder so 
breit ist wie Mitteleuropa von Genua bis Schleswig, und auch die 
Schwellenplatte zeigt auf einer Strecke, die ungefähr der Entfernung 
Basel-Köln gleichkommt, nur geringfügige Niveauunterschiede. In 
ihren Abdachungsverhältnissen ist die Schwelle den norddeutschen 
Landrücken vergleichbar; das Gefälle des pommerischen »Kückens 
zwischen Lauenburg und Preußisch-Stargard z. B. beträgt im NW 
0° 19' und im SO 0° 17'. 

In der Folge wollen wir den Ausdruck Mulde für alle flachen, 
langgestreckten Einsenkungen beibehalten; sind die beiden Hori- 
zontaldimensionen annähernd gleich, so werden wir von Becken 
sprechen. Die .ganz flachen Erhebungen des Meeresbodens nennen 
wir Schwellen und die etwas steileren Rücken, wenn sie eine 
ausgesprochene lineare Erstreckung besitzen, sonst Plateaus. Aus- 
drücklich bemerken wir aber, daß wir uns in unserer Nomenklatur 
nicht auf bestimmte Tiefenstufen beschränken. Es kommt 
vielmehr, gerade so wie in der Urographie der festen Erdoberfläche, 
lediglich auf die Bodenform an. Man hat diesen Grundsatz bisher 
nur bei der Gliederung des Atlantischen Ozeans befolgt, und auch 
da nicht konsequent, ihn bei den übrigen Meeren aber gänzlich 
außer acht gelassen. Sir John Murray vertritt sogar die Ansicht, 
daß man nur die Tiefen unter 3000 Faden durch besondere Namen 
auszuzeichnen habe. Vom biologischen Standpunkt aus mag das 
eine gewisse Berechtigung haben, der Geograph hat aber die Glie- 
derung in ihrer Gesamtheit zu erfassen. 



266 Das Meer 



Innerhalb der Flachformen, die der Hauptsache nach den Meeres- 
boden charakterisieren, treten aber auch vereinzelte St eil formen 
auf, Erhebungen sowohl wie Vertiefungen. Die ersteren sind vul- 
kanische Aufschüttungen oder Bauten von Meeresorganismen oder 
beides zusammen. Die Kuppen haben Tiefen von mehr als 200 m, 
verbergen sich also noch ganz unter dem Wasser: als Beispiel mögen 
die felsigen Faradayhügel (49,7 N, 29,2 W) genannt sein, die 1143 m 
unter dem Meeresniveau liegen und steile Böschungen von 15 — 35° 
besitzen. Die Bänke nähern sich schon in bedrohlicher Weise dem 
Meeresspiegel zwischen 200 und lim; auch sie sind zum Teil sehr 
steil. So erhebt sich z. B. die Alexabank in der Südsee (11,7° S, 
175,5° 0) unter einem Winkel von 51° aus dem 4000 m tiefen Becken 




Fig. 58. Durchschnitt durch das Ostaustralische Randmeer in 30° S. Längen- 
maßstab 1 : 30000000, Höhenmaßstab 1 : 1000000. 

1. Australien, 2. Ostaustralische Bucht, 3. Neucaledonischer Rücken, 4. Fidschi 
becken, 5. Tongarücken, 6. Kermadecgraben. 

bis zu 24 m Tiefe. Erhebungen von höchstens lim Tiefe, die daher 
der Schiffahrt gefährlich sind, nennen wir Riffe oder Gründe. Sie 
bilden den Übergang zu den vulkanischen und korallinischen Inseln, 
die in der Regel steil abfallen; Böschungen von mehr als 50°, wie 
sie hier vorkommen 8 , zählen selbst in unseren Gebirgen zu den 
Seltenheiten. Von den Hohlformen nennen wir die Kessel, mehr 
oder weniger steile Einstürze von verhältnismäßig geringer Aus- 
dehnung, wie der Monacokessel auf dem Azorenplateau, und die 
Gräben, lange, schmale Ein Senkungen mit hohem Innen- und 
tieferem Außenrand (s. Fig. 58), denen die meisten bisher ge- 
messenen Maximaltiefen der Ozeane angehören. Neigungs- 
winkel bis zu 7° sind hier schon nachgewiesen — das erinnert an 
die Form der Kontinentalböschung, und wir werden sehen, daß hier 
auch ein genetischer Zusammenhang wahrscheinlich ist. Soweit wir 
bisher den Tatbestand überblicken können, sind die Gräben als 
tektonische Formen aufzufassen, die an Küsten von Falten- 
gebirgen oder Zerrungsbögen gebunden sind. Ob sie selbst 
zu den Bruch- oder zu den Faltenbildungen gehören, muß vorläufig 
noch dahingestellt bleiben. 

Vertikalgliederung des Weltmeeres (vgl. Karte I). Jeder der 
drei Ozeane, die sich zwischen die Festlandsmassen einschieben, hat 



Morphologie des Meeres 267 



auch in seiner Vertikalgliederung Eigentümlichkeiten, die hier nur 
in aller Kürze geschildert werden können. 

Soweit der Indische Ozean von Festländern umschlossen ist, 
ist er einseitig gebaut. Der Boden senkt sich gegen Ost und er- 
reicht seine größte Tiefe (7000m in 10° l 1 // S, 108° 5' O) in jenem 
merkwürdigen Doppelgraben, zu dem der Sunda-Inselbogen mit der 
sich im Norden daran anschließenden weitgedehnten Flachsee schroff 
abstürzt. Schließt man jenen Teil des zirkumterranen Ozeans, der 
im S des Indischen Ozeans liegt, in die Betrachtung ein, so ergibt 
sich eine Zweiteilung. In der Westhälfte zwischen Afrika, Vorder- 
indien und Kerguelen liegen die größten Tiefen am Rand der 
Antarktis und der Boden steigt gegen N an, mehrfach unterbrochen 
durch Schwellen und Kücken, über die sich Inseln erheben. Dagegen 
ist in der inselleeren Osthälfte im großen und ganzen eine ent- 
schiedene Tiefenzunahme in nördlicher Richtung bemerkbar. 

Im Großen Ozean lassen die, allerdings noch recht ungleich- 
mäßig verteilten Lotungen eine Dreiteilung erkennen. Im süd- 
hemisphärischen Teil senkt sich der Boden von der Antarktis nach 
Norden, aber nicht gleichmäßig. Durch die gegen die Galapagos- 
inseln sich hinziehende Osterschwelle erhält er einen nachgewölbten 
Bau mit kurzer Abdachung nach und langer nach W, und bricht 
an beiden Seiten längs der südamerikanischen Küste und des insel- 
gekrönten Tongarückens mit steilen Gräben ab. Nördlich vom 
Äquator sind zwar an der Küste von Mexico und Niedercalifornien 
auch Gräben, jedoch beträchtlich seichtere als im Süden zu erkennen, 
aber sonst senkt sich der Boden von Nordamerika nach den großen 
Inselgirlanden, wo das Grabenphänomen wieder in schönster Weise 
entwickelt ist. Aus dem 4 — 5000 m tiefen pazifischen Becken, diesem 
ausgedehntesten Flachboden der Erde, erheben sich vereinzelte 
Rücken und Plateaus, die die zahlreichen Eilande Polynesiens 
tragen. Sie bilden eine charakteristische Eigentümlichkeit des 
Großen Ozeans, ebenso wie die ihn umkränzenden Gräben. 

Auf der amerikanischen Seite findet sich eine ausgesprochene 
Grabenbildung — der Atacamagraben (tiefste bekannte Stelle 
7635 m) — nur dort, wo die Cordillere einen großen Bogen be- 
schreibt; der dann folgende Mexicanische (5428 m) und noch mehr 
der Niedercalifornische Graben (4396 m) sind nur undeutlich 
entwickelt. Anders auf der westlichen Seite. Wir können hier eine 
äußere und eine innere Grabenreihe unterscheiden. Mit Ausnahme 
von dreien liegen sie alle an der Konvexseite der Inselbögen. 
Die äußere Reihe beginnt im N mit dem Aleutengraben (7383 m), 
dann folgen der Japanische (8513 m) und der Marianengraben, 



208 Das Meer 



in dem das amerikanische Vermessungsschiff „Nero" 1899 in 12° 
43' N und 145° 49' die größte bekannte Tiefe des Weltmeeres, 
9636 m, lotete, der Yap- (7583 m) und der Palaugraben (8138 m). 
Den Abschluß der äußern Eeihe bilden nach einer langen Unter- 
brechung der Tonga- (9184 m) und der Kermadecgraben (9427 m). 

Die innere Grabenreihe besteht aus dem Liukiu-(7481m), dem 
Philippinen- (über 8900 m), dem Kei- (6505 m) und dem Bou- 
gainville- Graben (9140 m), der sich in der Fortsetzung des Huon- 
golfs bogenförmig bis' zur Bougainville-Insel hinzieht, und endlich 
der Neuhebriden-Graben (7520 m). 11 Es ist eine bemerkenswerte 
Tatsache, daß sich die drei letztgenannten Gräben an der Innenseite 
der Bögen befinden, gerade so wie der Atacamagraben. x Die äußere 
Grabenreihe trennt die Zone der ostpazifischen Randmeere 
von dem eigentlichen pazifischen Becken. Von jenen Randmeeren 
sind die nördlichen: das Bering-, Ochotskische und Japanische 
Meer unsymmetrische Becken; einen ganz anderen Charakter tragen 
aber die beiden südlichen. Schon im ost australischen Randmeer 
zwischen dem Tonga-, Neuhebriden-, Queensland- und Neucaledonischen 
Rücken ist das Relief sehr mannigfaltig, denn nicht weniger als drei 
Becken unterbrechen die Bodenanschwellungen, die die Inseln mit- 
einander verbinden. Seine höchste Ausbildung erreicht aber dieser 
Typus der unterseeischen Urographie im Austral-asiatischen 
Mittelmeer zwischen Formosa, Borneo und Neuguinea. Die Zahl 
der Becken steigert sich hier auf wenigstens zehn; es sind becher- 
förmige Einsenkungen, fast durchweg von mehr als 4000 m Tiefe, 
während die trennenden Rücken nur 700 bis 1800 m tief sind. 

Der Atlantische Ozean sondert sich durch seine Talform von 
dem übrigen Weltmeer ab; im innigsten Zusammenhang damit 
steht auch seine Bodengestaltung (vgl. Fig. 57). Genau in der 
Mitte, also ebenfalls S-förmig gekrümmt, durchzieht ihn die Atlan- 
tische Schwelle, die die meisten vulkanischen Inselbildungen 
trägt, von der Bouvetinsel im S bis Island im N. Unter dem 
Äquator verengt sie sich beträchtlich oder ist vielleicht völlig durch- 
brochen; das Romanchetief (0° 11' S, 18° 15' W, 7370 m), dessen 
Existenz die deutsche Südpolarexpedition bestätigt. hat, läßt darauf 
schließen, daß hier auf kurze Entfernungen beträchtliche Tiefen- 
unterschiede vorkommen. Sonst ist die Schwelle nur eine flache 
Wölbung, die beiderseits in breite Mulden übergeht, deren Boden 
sich hebt und senkt, so daß sie in mehrere Becken zerfallen. Die 



x Suess' Auffassung der Gräben als Vorstufen der Faltungsbögen wird 
dadurch völlig hinfällig. 



Morphologie des Meeres 269 



westatlan tische Mulde scheint durch größere Tiefen ausgezeichnet 
zu sein; die größte bekannte Tiefe (8526 m) ist auch hier an eine 
Grabensenkung im N von Portorico gebunden. In der Grönlän- 
dischen Bucht setzt sich die Mulde weit nach N fort. Im S finden 
beide Mulden ihr Ende an zwei von der Schwelle ausgehenden Quer- 
rücken (Rio Grande- und Walfisch-Rücken), die für die Temperatur- 
verteilung von größter Bedeutung sind; jenseits derselben setzt sich 
die Muldenform jedenfalls im fort (Kapmulde), vielleicht auch im 
W, falls sich die Hypothese Schott's bestätigt, daß das Argen- 
tinische Becken mit dem Atlantisch -indischen Südpolarbecken in 
ununterbrochener Verbindung steht. Auch im N ist ein solcher, 
nur noch viel deutlicher markierter Abschluß vorhanden, indem der 
Isländische Rücken mit weniger als 600 m Tiefe die Kontinental- 
tafel der Britischen Inseln mit Grönland verbindet. Aber jenseits 
dieses Querriegels erscheint wieder die atlantische Furche in den 
beiden Nordmeerbecken, im Spitzbergenbecken, das nach Nansen 
unter 81° B. durch einen unterseeischen Rücken abgesperrt wird, 
' und in der arktischen Mulde, die sich wahrscheinlich weit in das 
Eismeer hinein fortsetzt, denn die ganze Trift der norwegischen 
„Fram"-Expedition bewegte sich wenigstens von 80° N, 135° bis 
83° N, 14° über Tiefen von 3000—3900 m. 12 Auch der Nordpol 
liegt in dieser Mulde ; auf Peary's Route in 70 ° W reicht das Schelf 
bis ungefähr 84° B., ganz in der Nähe des Poles wurde eine Tiefe 
von 2700 m gelotet. 13 Das nördliche Eismeer ist also morpho- 
logisch eine Dependenz des Atlantischen Ozeans, und diese 
ganze atlantisch-arktischeTiefenfurche ist die wahre Grenze 
zwischen der Alten und Neuen Welt, während im Beringmeer 
eine Flachsee beide Landfesten verbindet. Die größte Tiefe der 
Beringstraße beträgt auf Dall's Messungslinie nur 52 m, und damit 
hängt wohl auch ihre geringe Breite zusammen, gering wenigstens 
im Vergleich zu den Kanälen zwischen Grönland und Britannien. 

Von den atlantischen Nebenmeeren sind die beiden nördlichen, 
die Ostsee und die Hudsonbai, flach, und es ist wohl möglich, 
daß sie, wie Hahn auseinandergesetzt hat, durch den Moränenschutt 
der eiszeitlichen Gletscher und Eisberge aufgefüllt wurden. Die 
beiden südlichen, das amerikanische und das europäische Mittel- 
meer, gleichen sich, obwohl verschiedenen Kategorien angehörig, in 
der Mannigfaltigkeit ihrer horizontalen und vertikalen Gliederung. 
Das amerikanische besteht aus vier Hauptgliedern. Das Cari- 
bische Becken umschließt ein Inselkranz: die Kleinen Antillen, die 
Jungferninseln, Haiti, Jamaica und eine Reihe von Bänken, die zum 
Landvorsprung von Honduras hinüberleiten. Eine zweite Boden- 



270 Das Meer 



anschweJlung geht von der Sierra Maestra auf Cuba aus, ihre Fort- 
setzung bilden die Caymaninseln und einige Bänke, und zwischen 
diesem Cayman- und dem südlichen Jamaicarücken stürzt der 
Meeresboden zu dem bis 6269 m tiefen Caymangraben ab, in 
dessen Verlängerung jenseits des Windwärtskanals die tiefe Rinne 
im N von Haiti und der schon erwähnte Portoricograben liegen. 
Eine abermalige Abschnürung findet zwischen den Vorgebirgen 
S. Antonio (Cuba) und Catoche (Yucatan) statt, sie trennt das süd- 
liche Yucatanbecken von dem viel seichteren Mexicanischen 
Golf. Dieser Gegensatz ist sehr lehrreich: im Bereich der Falten- 
bildungen nur Tiefbecken und ein Graben, im Bereich des Flach- 
landes das mexicanische Hochbecken. 

Das europäische Mittelmeer ist ein kleines Abbild des 
Ozeans mit seinen Randbildungen. Das Eingangstor zwischen den 
Kaps Trafalgar und Spartel ist meist weniger als 200 m tief, und 
nur einige Durchfahrten reichen unter 400 m hinab; aber schon 
zwischen Gibraltar und Ceuta erreicht die Tiefe 800 m und darüber. 
Das Mittelmeer selbst gliedert sich in drei Becken von mehr als 
2000 m Tiefe; das westliche erreicht eine Maximaltiefe von 3149 m, 
das tyrrhenische eine solche von 3731 m, die orientalische Mulde 
eine solche von 4400 m. Corsica mit Sardinien und Italien mit 
Sizilien und dem tunesischen Landvorsprung bilden die Scheide- 
wände; in der sizilischen Straße beträgt selbst die größte Tiefe nur 
454 m. Das zur Hälfte flache Adriatische Meer (Maximaltiefe 1590 m) 
und der Pontus (2618 m) sind echte Binnenmeere, das Marmarameer 
(größte Tiefe 1403 m) ein solches mit zwei Ausgängen, das Agäische 
Meer (größte Tiefe 2250 m) eine durch Inseln abgeschlossene Rand- 
bildung. Auch hier bestätigt sich das Gesetz, daß die Randmeere 
flacher sind als das Hauptmeer. 

Bedeckung des Meeresbodens. u Nur an wenigen Stellen berührt 
das Lot Felsboden, meist ist der Grund des Meeres mit lockerem 
Material bedeckt. Die geologische Arbeit nimmt eben ungestörten 
Fortgang; die Ablagerungen in den Meeren sind die eigentlichen 
Alluvionen. Nach Ursprung und Beschaffenheit unterscheidet man 
kontinentale und pelagische Ablagerungen. x Das Material 
zu den ersteren liefert teils die von den Meereswogen beständig 
benagte Küste, teils das Innere der Festländer, deren Zerstörungs- 
produkte die Flüsse dem Meer zuführen. Dabei ist von Bedeutung, 
daß im Salzwasser alle festen Bestandteile schneller zu Boden sinken 
als im Süßwasser, wenn auch die allerfeinsten Trübungen sich noch 



x Krümmel teilt die kontinentalen Ablagerungen in litorale und hemi- 
pelagische und nennt die pelagischen eupelagische Ablagerungen. 



Morphologie des Meeres 271 



längere Zeit schwebend erhalten können. Stets wird das Material 
einem natürlichen Schlenimprozeß unterworfen. Die gröberen 
Stücke bleiben in der nächsten Nachbarschaft der Küste, der Sand 
wird etwas weiter hinausgeführt, der Schlamm am weitesten. Die 
Küsten werden also in der Eegel von Sandablagerungen begleitet. 
Dort, wo sich zwei einander entgegenkommende sand- und schlamm- 
beladene Strömungen treffen, lassen sie ihre Last zu Boden fallen 
und bauen jene für die Schiffahrt so gefährlichen Sandbänke oder 
Barren auf, die oft auf viele Kilometer Erstreckung den Küsten 
entlang ziehen. In den höheren Breiten liefern auch die Eisberge 
und das treibende Küsteneis mit seinem eingefrorenen Detritus nam- 
hafte Beiträge; so befindet sich die über 700 km lange Neufundland- 
bank genau an der Stelle, wo das von der polaren Meeresströmung 
mitgeführte Grönlandeis und das Treibeis aus dem St. Lorenzgolf 
mit dem warmen Golfstrom zusammenstoßen. 15 Manche Bänke 
steigen dauernd über den Seespiegel empor, manche nur zur Ebbe- 
zeit, manche — und diese sind die gefürchtetsten — verbergen sich 
stets unter dem Meeresspiegel. Häufig werden sie von Einsenkungen 
unterbrochen, die den Schiffen als Durchfahrten dienen, aber die 
Lage und Tiefe dieser Kanäle ist vielfachen Veränderungen unter- 
worfen. Andere Barren sind nur zur Flutzeit und auch dann oft 
nur mit kleinen Fahrzeugen passierbar. 

Kies, Sand und Schlamm bedecken den Strand und die Flachsee, 
die feinsten erdigen Massen oder der Schlick, x an deren Zu- 
sammensetzung sich bereits auch Meeresorganismen in hervorragendem 
Maß beteiligen, treten aber schon in die Tiefsee hinaus, umsäumen 
die submarinen Abdachungen der Festländer und Inseln und er- 
füllen den Boden der tieferen Nebenmeere mit Ausnahme des ameri- 
kanischen. Es ist besonders beachtenswert, daß nicht bloß im nörd- 
lichen Eismeer, soweit es flach ist, sondern auch im südlichen nur 
solcher Schlick gefunden wird, denn er kündet deutlich die Nähe 
eines antarktischen Festlands an. Weitaus am verbreitetsten ist 
der blaue Schlick, der seine Farbe der Beimengung von orga- 
nischer Substanz und Eisensulfid verdankt. Große Mengen von 
Glaukonitkörnern, die meist Steinkerne von Foraminiferen bilden, 
färben den Schlick grün; die eisenoxydhaltigen Sedimente, die die 
großen südamerikanischen Ströme in das Meer führen, geben den 
Schlickablagerungen an der brasilianischen Küste eine rote Farbe. 
Vulkanische Gestade liefern grauen Schlamm und Sand, Korallen - 



x Die Engländer unterscheiden Ooze und Mud. Die meisten Schriftsteller 
übersetzen- ersteres mit Schlamm , letzteres mit Schlick , jedoch kommt auch 
das Umgekehrte vor. Andere bozeichnen Ooxe als Erde und Mud als Schlamm. 



272 Das Meer 



riffe eine amorphe kalkige Masse, in der organische Bestandteile in 
der Form von Korallentrümmern und Schalen größerer und kleinerer 
Meerestiere bereits überwiegen (vgl. Tab. S. 275). 

Den eigentlichen Boden der Ozeane — eine Fläche, doppelt so 
groß wie das gesamte Festland — bedeckt organischer Schlamm 
und roter Ton. Auch in bezug auf die Verbreitung der marinen 
Lebewesen haben die Untersuchungen in den letzten Jahrzehnten zu 
überraschenden Resultaten geführt. Allerdings erlischt das Pflanzen- 
leben mit dem Sonnenlicht schon 200 — 250 m unter dem See- 
spiegel, aber das Tierleben kennt keine Tiefengrenzen, wenn es auch 
am reichlichsten in der obersten und in der untersten Region ent- 
wickelt ist. Die Tierleichen fallen zu Boden, und ihre festen Be- 
standteile schichten sich hier in so enormen Massen auf, daß z. B. 
der „Travailleur" an der tiefsten Stelle des Biscayischen Meerbusens 
(5100 m) in einem Kubikzentimeter Schlamm 116000 Foraminiferen 
und Radiolarien fand. Diese mikroskopischen Wurzelfüßer sind auch 
hauptsächlich die Baumeister des organischen Tiefseeschlammes, an 
dessen Zusammensetzung sich aber auch unorganische Massen, 
Mineralpartikelchen und feinster Schlamm, beteiligen. Diese Massen 
stammen zum Teil noch vom Festland, ja nach Gümbei/s Unter- 
suchungen der von der „Gazelle" 16 mitgebrachten Bodenproben 
scheint sogar noch feinster Flußdetritus mit Hilfe der Meeres- 
strömungen weit in den offenen Ozean hinaus zu gelangen. Auch den 
Winden fällt eine wichtige Vermittlerrolle zu, indem sie Staub und 
vulkanische Asche weit über die Ursprungsstätte hinaus verbreiten. 
Wohl nirgends spielen die ozeanischen Staubfälle eine größere Rolle, 
als im Gebiet der Capverdischen Inseln, aber gelegentlich werden 
auch westlichere Gegenden heimgesucht. Der küstenfernste Punkt, 
von dem bisher roter Passatstaub gemeldet wurde, liegt in 40,9° N 
und 37,6° W; der Staubfall am 12. Februar 1882 bedeckte ein Areal 
von 527 300 qkm, fast von der Ausdehnung des Deutschen Reiches, 
und der Staub, der am 19. Februar 1902 bei den Canarischen Inseln 
beobachtet wurde, verbreitete sich in den folgenden drei Tagen bis 
40° W, 50° N und 5° N. Wirkliche Staub fälle kommen allerdings 
durchschnittlich nur acht- bis neunmal im Jahr vor, aber häufig 
ist die Luft über den capverdischen Gewässern mit Staub erfüllt, 
und weiter gegen die afrikanische Küste zu sind die unerwünschten 
trockenen Nebel eine beständige Erscheinung. Seit Hellmann's und 
Dinklage's 17 Untersuchungen kann es keinem Zweifel mehr unter- 
liegen, daß der nordatlantische Passatstaub aus der Sahara stammt, 
nicht, wie seinerzeit Ehrenberg annahm, aus Südamerika. 

Einer noch größeren Verbreitung ist die feine Asche fähig, die 



Morphologie des Meeres 273 



bei vulkanischen Ausbrüchen oft in kolossalen Mengen in die Luft 
geschleudert wird. Man schätzt die Totalmenge der Auswurfstoffe 
bei dem berühmten Krakatau- Ausbruch im Jahr 1883 auf 18 Mil- 
lionen cbkm. Der Aschenfall, der bis zu 60 mm Mächtigkeit an- 
schwoll, erstreckte sich von Singapore im Norden bis zu den Cocos- 
inseln im Süden, und von Benkulen (Sumatra) im Westen bis Patuha 
(Java) im Osten, d. h. über ein Gebiet von 827000 qkm. Ganz 
unvergleichlich ausgedehntere Wanderungen unternahmen aber jene 
Mengen feinster Asche, die in die oberen Luftströmungen gelangten 
und von diesen zunächst über den ganzen Aquatorialgürtel und dann 
polwärts getragen wurden. Namentlich auf der Nordhalbkugel war 
die Luft nahezu vollständig mit Asche durchsetzt und erzeugte 
dadurch die prächtigen Dämmerungserscheinungen und sonstigen 
optischen Phänome im Herbst und Frühwinter 1883, wie ähnliche 
auch schon früher nach großen vulkanischen Ausbrüchen (1818 und 
1831) beobachtet worden waren. 18 

Solche gelegentliche kontinentale Spenden stehen aber in ihrer 
Bedeutung für die pelagischen Ablagerungen jedenfalls zurück gegen 
die Stoffmengen, die die vulkanischen Ausbrüche auf dem Meeres- 
boden selbst liefern. Aus Eüdolph's Untersuchungen, 19 von denen 
wir bei einer anderen Gelegenheit ausführlicher sprechen werden, 
geht mit Bestimmtheit hervor, daß solche submarine Ausbrüche 
überall vorkommen, in der Flach- wie in der Tiefsee, auf den 
Rücken und Plateaus wie in den Becken des Meeresgrundes. Asche 
und Bimsstein bedecken oft weithin die Meeresfläche, manchmal in 
solchen Massen, daß sie Schifte am Weiterfahren hindern, und sinken 
nur sehr langsam zu Boden. Erwähnt wurde schon, daß das See- 
wasser den Felsengrund des Meeres chemisch zersetzt; auch diese 
Zerstörungsprodukte, die der Yerwitterungserde des Festlandes ent- 
sprechen, beteiligen sich am Aufbau der anorganischen pelagischen 
Ablagerungen; und endlich gesellt sich dazu auch noch etwas 
kosmischer Staub in der Form kleiner Kügelchen mit metallischem 
Kern oder kristallinischer Struktur. Das Wachstum dieser Sedimente 
geht äußerst langsam vor sich, jedenfalls viel langsamer als das 
der kontinentalen Ablagerungen, und langsamer auch als die Auf- 
schüttungen auf den Erhebungen des Tiefseebodens. Denn hier tritt 
ja noch das organische Element hinzu. Allerdings bevölkern 
jene Myriaden winziger Organismen, die man jetzt unter dem Namen 
Plankton zusammenfaßt, x gleichmäßig die tiefsten wie die seichteren 

x Häckei, teilt die Salzwasserorganismen nach ihrer Lebensweise in drei 
Klassen; .das Benthos (ßsv&og = die Tiefe) umfaßt alle festliegenden, laufenden 
und kriechenden Organismen, die also an den Meeresboden gebunden sind; das 
Stjpan, Physische Erdkunde. 5. Aufl. 18 



274 Das Meer 



Gewässer, und ununterbrochen gebt ein Regen von Kalkgehäusen 
zu Boden. Aber je tiefer sie gelangen, desto rascher fallen sie der 
Zerstörung anheim, da der Kohlensäuregehalt des Meerwassers mit 
der Tiefe zunimmt, und außerdem kohlensäurehaltiges Wasser unter 
hohem Druck mehr kohlensauren Kalk aufnimmt als unter dem 
gewöhnlichen Luftdruck. Daraus erklärt es sich, daß der Kalk- 
schlamm nur die mäßiger tiefen Abgründe des offenen Ozeans 
bedeckt. Die größte Verbreitung hat der Globigerinenschlamm, 
besonders im Atlantischen Ozean (44 Mill. qkm); auch im Indischen 
Ozean, wo er den Westen und Norden einnimmt, herrscht er noch 
vor, während er im Großen Ozean der Hauptsache nach auf die 
polynesischen Plateaus beschränkt ist. Seinen Namen führt er von 
der Foraminiferengattung Globigerina, deren Schalen weitaus über- 
wiegen. Besonders gerne folgt sie den warmen Meeresströmungen, 
und ihre weite polare Verbreitung im Atlantischen Ozean verdankt 
sie nur der Golfstromtrift. 

Auf der mittleren Schwelle des südatlantischen Ozeans nimmt 
der Globigerinenschlamm durch die massenhafte Anhäufung von 
Molluskenschalen, besonders von Pteropoden und Heteropoden, einen 
besonderen Charakter an. Man hat diese lokal beschränkte Abart 
des Kalkschlammes als Pteropodenschlamm bezeichnet. 

In den höheren antarktischen Breiten spielen die feinen Kiesel- 
panzer der mikroskopischen Algenordnung der Diatomaceen dieselbe 
Rolle wie die Globigerinenschalen in den übrigen Meeren, und der 
Diatomeenschlamm, der übrigens auch einen großen Prozentsatz 
kohlensauren Kalkes enthält, scheint, soweit man jetzt beurteilen 
kann, ein ununterbrochenes, breites Band um das südliche Eismeer 
zu schlingen. Sonst hat man ihn nur noch in der Nähe der Kurilen 
gefunden. 

In allen diesen Ablagerungen bilden die anorganischen Bestand- 
teile nur ungefähr 1 / 3 , im roten oder Tiefseeton aber 9 / 10 der 
Proben. Im Atlantischen Ozean bedeckt dieser die tiefsten Ein- 
senkungen der Becken, die Rücken und Plateaus dagegen — wie 
schon erwähnt — Globigerinenschlamm; im Indischen Ozean nimmt 
der rote bis schokoladenbraune Ton den tieferen Osten ein; 
im Pazifischen Ozean gewinnt er aber seine größte Verbreitung 
(106 Mill. qkm), im Norden und Osten herrscht er nahezu aus- 
Plankton (nlaväoi — umherschweifen) alle schwimmenden Organismen, die 
widerstandslos den Bewegungen des Meeres folgen; das Nekton (vr/xiög = 
schwimmend) endlich die kräftigeren Schwimmer, die sich auch gegen die 
Strömung bewegen können. Zu den pelagischen Ablagerungen trägt das 
Plankton am meisten bei. 



Morphologie des Meeres 



275 



schließlich. Er besitzt alle physikalischen, und chemischen Eigen- 
schaften eines echten Tones; er ist weich, plastisch, schmierig; 
seinem Hauptbestandteil nach kann man ihn als ein Tonerde- 
Silikat-Hydrat bezeichnen, wie es aus der chemischen Zersetzung 
vulkanischer Auswürflinge hervorgeht. An einigen der tiefsten 
Stellen des Indischen Ozeans und im östlichen Großen Ozean 
mischen sich ihm die kugeligen Kieselgerüste der Radiolarien oder 
Gittertierchen in solchen Mengen bei, daß man sich genötigt ge- 
sehen hat, ihn als eigene Art unter dem Namen Radiolarien- 
schlamm auszuscheiden. / 

Übersicht der Meeresablagerungen.* 





Bestandteile in Prozenten 


Tiefengrenze 
m 


Areal 
Mill. qkm 


Ablagerungen 


Kalk- [Kieselsäure- Anorgan. 
halt ige haltige Ab- 
Organismen Organismen lagerungen 


Roter Ton 

Radiolarienschlamm . . 
Diatomeenschlamm . . 
Globigerinenschlamm . 
Pteropodenschlamm . . 


7 

4 

23 

64 

79 


2 ' 91 
54 42 
41 36 

2 34 

3 18 


4100—7200 

4300—8200 

1100—3600 

700—5400 

700—2800 


130,3 

12,2 

23,2 
105,6 

1,4 


Summe d. pelag. Ablag. |j — — — 


— 


272,7 


Blauer Schlick . . . 
Roter Schlick .... 
Grüner Schlick . . . 
Grüner Sand .... 
Vulkanischer Schlamm 
Vulkanischer Sand . . 
Korallenschlick . . . 
Korallen sand .... 
Litorale Ablagerungen . 


13 

32 
25 
50 
20 
29 
86 
87 


3 

1 

14 

8 
2 
1 

1 

5 

_ 


84 
67 
61 
42 
78 
70 
13 
8 


200—5100 
200—2200 
200—2300 
unter 1600 
500—5100 
200— 800 
200—3300 
unter 500 
0— 200 


55,7 
33,o 


Summe d. kontin. Ablag. | 


— 


" 


- 


- 1 


88,7 



Literaturnachweise. 1 Hauptwerk O. Krümmel, Handbuch der Ozeano- 
graphie; neue Ausgabe Stuttgart 1907 und 1911. Gedrängtere Darstellungen 
in O. Krümmel, Die Ozeane, 2. Aufl.; Leipzig 1902; G. Schott, Physische 
Meereskunde; Leipzig 1903, und K. Rössler, Grundzüge der Ozeanographie; 
Fiume 1903. Von fremdsprachigen ist besonders J. Thoulet, L'Ocean, ses lois 
et ses problemes; Paris 1904, zu nennen. Herm. Berghaus, Atlas der Hydro- 

x Die Analyse und die Tiefengrenzen beziehen sich nur auf die Boden- 
proben, die John Murray und Renard zur Prüfung vorlagen. Die Areale sind 
der neuen Auflage von Krümmel's Ozeanographie entnommen. In bezug auf 
den großen Ozean weichen die neuen Zahlen von John Mürray und G. W. Lee 1 * 
nicht unerheblich ab. 



276 Das Meer 



logie und Teile des Atlas der Geologie (in Bekghaus' Physikalischem Atlas; 
Gotha 1891 u. 92). Von der Deutschen Seewarte sind drei umfangreiche 
Kartenwerke herausgegeben worden: Atlas des Atlantischen Ozeans; Hamburg 
1882 (2. Aufl. 1902), des Indischen Ozeans, 1891, und des Stillen Ozeans, 1896. 
Eine neue Bearbeitung fand der Indische Ozean in Bd. I der wissenschaft- 
lichen Ergebnisse der deutschen Tiefsee -(,,Valdivia")Expedition: G. Schott, 
Ozeanographie und maritime Meteorologie; mit Atlas; Berlin 1902. — 2 Jean 
de Windt, Sur les distances moyennes a la cöte dans les Oceans, in den 
Memoires couronnes et memoires des savants etrangers de l'Academie K. des 
sciences de Belgique, Bd. LVII; Brüssel 1889. — 3 Das C hall eng er -Werk 
(Report on the Scientific Results of the Voyage of H. M. S. Challenger; heraus- 
gegeben von C. W. Thomson und J. Murray); 1882 — 95, umfaßt 50 Bände, 
von denen 40 zoologischen Inhalt haben. Die geographisch wichtigen Teile 
werden an den geeigneten Stellen zitiert werden. — * A. Supan, Die Boden- 
formen des Weltmeeres, in Petermann's Mitteilungen 1899 mit Tiefenkarte in 
Metermaß; eine Reproduktion derselben in großem Maßstab (26 Blätter) mit 
Berücksichtigung der neuesten Lotungen und sämtlichen Tiefenzahlen ist 
Thoület's Carte generale bathymetrique des Oceans; Monaco 1905. Für die 
südlichen Breiten ist sie überholt durch die Karte von G. Schott (Die Boden- 
formen und Bodentemperaturen des südlichen Eismeeres, in Petermann's Mit- 
teilungen 1905). Sir John Mcrray, Oceanography , im Geographical Journal, 
Bd. XIV, 1899 (Tiefenkarte in englischem Fadenmaß). — 5 J. Milne, Sub- 
oceanic Changes, im Geographical Journal, Bd. X, 1897. — 6 G. Ziemendorff, 
Der kontinentale Schelf des nordatlantischen Ozeans, in den „Beitrüge! i zur 
Geophysik", Bd. X, 1910. Von dem arktischen Schelf handelt F. Nansen 
(s. u. Aum. 12). — 7 E. Hüll, On the Sub-oceanic Terraces and River Valleys 
of the Coast of Western Europe; London 1899. — 8 F. Dietrich, Unter- 
suchungen über die Böschungsverhältnisse der Sockel ozeanischer Inseln; 
Greifswald 1892. — 9 J. F. Blake, On the Original Form of Sedimentary 
Deposits, im Geological Magazine, 1903, Bd. X. — 10 A. Supan, Terminologie 
der wichtigsten unterseeischen Bodenformen, in Petermann's Mitteilungen, 1903. 

— ll Über die jüngeren Gräbenentdeckungen s. G. Schott und P. Peri.ewitz, 
Lotungen I. M. X. S. „Edi" und des Kabeldampfers „Stephan" im westlichen 
Stillen Ozean, Archiv der Deutschen Seewarte 1906, Nr. 2; W. Brennecke in 
Bd. III der Forschungsreise S. M. S. „Planet" 1906/07, Berlin 1909; die Lotungen 
desselben Dampfers 1909 in den Annalen der Hydrographie und maritimen 
Meteorologie 1910, Taf. 19 u. 20, und 1911, Taf. 1 u. 2. — 12 F. Nansen, The 
Norwegian North Polar Expedition, 1893 — 96, Scientific Results, Bd. IV, London 
1904. — 13 R. E. Peary im Geographical Journal 1910, Bd. XXXVI, S. 129. 

— u J. Murray und A. F. Renard, Deep-Sea Deposits (Challenger Report); 
London 1891. J. Murray, On the Distribution of the Pelagic Foraminifera, 
im Natural Science, 1897; J. Murray und G. W. Lee, The Depths and Marine 
Deposits of the Pacific, in den Memoirs of the Museum of Comparative 
Zoology at Harvard College, Bd. XXXVIII, 1909. Eine detaillierte Darstellung 
der mannigfaltigen Bodenbedeckung des Schelfs gibt J. Thoület, Carte litho- 
logique sous-marine des cötes de France, in 22 Blättern; Paris 1899—1901. 

— 15 H. Rodman, Report on Ice and Ice Movements in the North Atlantic 
Ocean; Washington 1890. (Nr. 93 der Publikationen des U. S. Hydrographie 
Office). — 16 Die Forschungsreise S. M. S. „Gazelle"; Berlin 1889 u. 1890. 
Bd. II enthält die ozeanographischen Ergebnisse. — 17 L. E. Dinklage in den 
Annalen der Hydrographie und maritimen Meteorologie 1886, S. 63 u. 113. und 



Das Meerwasser 277 



1898. S. 246. — ,s G. J. Symons, The Eruption of Krakatoa; London 1888. 
J. Iviessling, Untersuchungen über Dammerungserscheinungen; Hamburg 1888. 
— 10 E. Küdolph, Über submarine Erdbeben und Eruptionen, in Gerland's 
Beitrügen zur Geophysik, Bd. I, 1887; Bd. III, 1897. 

Das Meerwasser. 

Das Meeresniveau. Abgesehen von der Wellenbewegung, die 
immer nur ein vorübergehender Zustand ist, den wir durch eine 
zweckmäßige Aufstellung des Pegels an der Küste ausschalten können, 
> ordnen sich die leicht verschiebbaren Teilchen des Meeres nach dem 
Verhältnis von Schwerkraft und Fliehkraft. Nur die Meeresoberfläche 
repräsentiert die wahre Erdgestalt (das Geoid), während die Land- 
oberfläche unter dem Einfluß ganz anderer Kräfte in unregelmäßigen 
Erhebungen und Vertiefungen verläuft. 

Das Meeresniveau ist aber nicht konstant, es hebt und senkt 
sich unter der Anziehungskraft von Mond und Sonne. Es ist auch nicht 
rein ellipso'idisch, weil Meer und Land nebeneinander lagern. Jedes 
A\ asserteilchen erleidet eine doppelte Anziehung, einerseits zum 
Mittelpunkt der Erde x , anderseits seitlich zu den 2,6 mal schwereren 
Landmassen hin. Aus der Differenz der astronomisch und geodätisch 
gemessenen Entfernungen zweier Oberflächenpunkte läßt sich diese 
seitliche Ablenkung des Bleilotes, das uns die Richtung der Schwer- 
kraft anzeigt, ermitteln. Das ungestörte Meeresniveau, das sich stets 
f senkrecht zur Lotlinie stellt, wird in der Nähe des Landes in die Höhe 
gezogen, und zur Ausgleichung müssen entferntere Teile der Meeres- 
oberfläche sich senken. Denken wir uns der Einfachheit wegen alle 
Kontinente entfernt bis auf Europa-Asien und das Meer durch Kanäle 
unter dieses Festland fortgesetzt. Im Zentrum des Kontinentes 
(48° N, 73° 0) würde das Geoid oder der Meeresspiegel am höchsten 
ansteigen, aber auch an dem entgegengesetzten Punkt würde eine 
Niveauerhöhung eintreten, denn hier wirkt die Anziehungskraft der 
Festlandsmasse am wenigsten; gleichzeitig wird auch der Schwerpunkt 
der Erde von dem Mittelpunkt gegen das kontinentale Zentrum hin 
verschoben, so daß in dem entgegengesetzten Meridian der Abstand 
zwischen Oberfläche und Schwerpunkt größer wird, als er vor Ein- 
schaltung des Festlandes war. Zwischen den beiden Erhebungen 
liegen die Senkungen der Meeresfläche. Helmert 1 fand hierfür 
folgende Werte: 



< Eine Folge davon ist auch, daß das Meer durch sein eigenes Gewicht 
zusammengedrückt wird und dadurch eine Niveauerniedrigung von durch- 
schnittlich 30 m erleidet. 



278 



Das Meer 



Abstand 
vom 

Festlandszentrum 



Oo 



70o 



180o 



Meridian 
(Greenwich) 



Lage der deformierten 
Niveaufläche über ( + ) 
und unter ( — ) dem nor- 
malen Niveau 



4- 504 

- 188 



73° 
143° 
3° 
107° W + 201 

In Wirklichkeit liegen mehrere Festländer unregelmäßig zerstreut 
im Meer, und ihre Wirkungen auf das Geoid interferieren miteinander. 
Helmert hat nach seinen Berechnungen eine Karte der Geo'iddefor- 
mationen entworfen, die aber nur ein theoretisches Interesse 
in Anspruch nehmen darf. Unsere Kenntnis von der Massenverteilung 
ist viel zu gering, als daß sich daraus schon ziffermäßige Ermittelungen 
jener Deformationen ableiten ließen; und da die Zahlen aller reellen 
Bedeutung entbehren, so schweben natürlich auch alle jene weit- 
tragenden Schlüsse, die man vor ein paar Jahrzehnten darauf baute, 
in der Luft. Die Pendelbeobachtungen, auf die schon einmal (S. 4) 
hingewiesen wurde, haben es nach Anwendung der Kondensations- 
methode Helmert's im höchsten Grad wahrscheinlich gemacht, daß 
durch Massendefekte in den Kontinenten einerseits, durch größere 
Dichtigkeit der ozeanischen Kruste anderseits eine Ausgleichung 
angestrebt, wenn auch vielleicht noch nicht erreicht wird. Aus den 
Lotablenkungen hat man für die Kontinente eine Maximalerhöhung des 
Geoids von ungefähr 50 m herausgerechnet; für die Ozeane kann man 
nach Messekschmitt 2 nur Depressionen von höchstens 150 m unter 
dem Ellipsoid erwarten, so daß die Gesamtabweichung 200 m nicht über- 
schreitet — ein ganz minimaler Wert gegenüber der Größe der Erde. 

Welche Gestaltveränderungen auch immer der Meeresspiegel 
dadurch erleiden möge, sein Charakter als Niveaufläche wird nicht 
berührt. Wohl geschieht dies aber durch eine Reihe anderer von 
außen her wirkender Einflüsse, und alle Störungen dieser Art 
müssen durch Strömungen vom höhern zum niederem Niveau wieder 
ausgeglichen werden. Soweit die Störungen dauernd sind, müssen 
sie auch dauernde Strömungen hervorrufen. Die Erwärmung, die alle 
Körper ausdehnt, hebt das Niveau der Tropenmeere nach Zöpprttz' 
Rechnung nur 6 m über das der Polarmeere. Die Veränderungen des 
Luftdrucks machen sich mit ihrem 13 fachen Betrag, aber im 
entgegengesetzten Sinn geltend; steigt z. B. das Barometer um 
10 mm, so sinkt der Meeresspiegel an der betreffenden Stelle um 
130 mm. Nach dem Gesetz der kommunizierenden Röhren nehmen 
verschieden dichte Elüssigkeiten verschiedene Niveaus ein, und zwar 



Das Meerwasser 279 



die dichteste das tiefste. Die Dichte des 'Meerwassers hängt nun 
von zwei variablen Faktoren, der Temperatur und dem Salzgehalt, ab. 
Einmündende Flüsse, Niederschläge und die Schmelzwässer des 
Eises verringern den relativen Salzgehalt und damit auch die Dichte. 
Die Winde endlich wirken mittel- und unmittelbar auf das Meeres- 
niveau ein ; unmittelbar, indem auflandige Winde das Wasser an der 
Küste aufstauen, ablandige es von der Küste wegtreiben; x mittelbar, 
indem sie Strömungen erzeugen, die, durch die Erdrotation abgelenkt, 
auf der nördlichen Halbkugel nach den rechts, auf der südlichen nach 
den links gelegenen Küsten hindrängen und hier das Niveau erhöhen. 

Aus den Ablesungen des wechselnden Wasserstandes am Pegel 
oder aus den fortlaufenden Aufzeichnungen des selbstregistrierenden 
Mareographen berechnet man das mittlere Niveau oder das Mittel- 
wasser an der betreffenden Küstenstelle in gleicher Weise wie 
meteorologische Mittelwerte. Die periodischen Schwankungen der 
störenden Einflüsse kommen in dem Mittelwasser klar, wenn auch 
abgeschwächt zum Ausdruck. An der niederländischen und schwe- 
dischen Küste steht das Niveau von Januar bis Juni unter, von 
Juli bis Dezember über dem Jahresmittel, an der deutschen Ostsee- 
küste fallen die positiven Wasserstände in die Zeit von Juni bis 
Oktober. Hier ist jedenfalls die jährliche Verteilung der Nieder- 
schläge, sowol unmittelbar wie auch mittelbar durch ihren Einfluß auf 
die Wasserstände der Flüsse der maßgebende Faktor. Aber die jähr- 
liche Schwankung ist gering: an der schwedischen Küste 21,3, an der 
niederländischen 20.7, an der deutschen nur 12,5 cm. Beückner 3 fand 
auch seine 35jährige Periode in den Pegelablesungen in der Ostsee 
und im Schwarzen Meer wieder, ja selbst das Küstenwasser des 
offenen Ozeans steigt, wie die Beobachtungen an nordwestlichen 
Hafenplätzen Frankreichs zeigen, in der feuchten Periodenhälfte an 
(in Havre bis 0,o5 m) und senkt sich in der trockenen. Hier ist 
offenbar die Verringerung des Salzgehaltes durch das Flußwasser 
das entscheidende Moment. Noch rätselhaft ist jene lange Periode, 
die man an der atlantischen Küste von Frankreich beobachtet hat: 
1857 — 71 sank das Niveau um ungefähr 2 mm im Jahr und stieg 
dann *on 1871 an wieder um den gleichen Betrag. 4 

Wenn wir von Mittelwasser schlechtweg sprechen, so verstehen 
wir darunter einen vieljährigen Mittelwert, etwa entsprechend der 
mittleren Jahrestemperatur. Dieser Vergleich ist auch insofern zu- 



x In Aden schwankt der mittlere monatliche Wasserstand zwischen 
+ 104 mm bei XO-Monsun und — 137 mm bei SW-Monsun. An der deutschen Ost- 
seeküste steigt das Mittelwasser infolge der vorherrschenden Westwinde nach 
etwas an (Wismar — 0,oö3, Memol -f 0,i38 m bezogen auf den normalen Nullpunkt). 



280 Das Meer 



treffend, als aus beiden Werten nicht alle Störungen eliminiert sind. 
Daher liegt das Mittelwasser nicht an allen Küstenpunkten 
im gleichen Niveau. Mohn's 5 Untersuchungen im europäischen 
Nordmeer zwischen Norwegen, Grönland, Island und Spitzbergen sind 
in dieser Beziehung von bahnbrechender Bedeutung. Er berechnete 
die Deformationen des Meeresspiegels durch die Dichteverschieden - 
heiten und die Windtriften und leitete daraus durch Summierung 
die Stromfläche ab, x die nach einer kleinen Korrektur mit Eücksicht 
auf den Luftdruck die wirkliche Meeresoberfläche darstellt. Sie 
bildet eine Mulde, deren tiefster Punkt in 687 2 °N 1°W liegt, und 
die dann nach allen Seiten zuerst langsam, dann schneller ansteigt. 
Das Küstenwasser bei den Färöer liegt 0,*, bei Island, Jan Mayen 
und Spitzbergen 0,6, bei Finmarken 0,9, bei Schottland 1 — l,i, bei 
Nowaja Semlja l,i, bei Grönland, Jütland und im südlichen Nor- 
wegen 1,4 m über jener tiefsten Einsenkung. 

Die Tatsache, daß das Mittelwasser an den Küsten in verschie- 
denen Niveaus liegt, hat auch eine große praktische Bedeutung. 
Da die Höhenmessungen der einzelnen Staaten sich auf das Mittel- 
wasser eines Küstenpunktes innerhalb ihrer Grenzen beziehen, liefern 
sie nicht streng vergleichbare Werte. Ja sogar innerhalb eines 
und desselben Staates können sich diese Unstimmigkeiten fühlbar 
machen. In Preußen wurden vor 1866 alle Höhenangaben in den 
östlichen Provinzen auf den Nullpunkt des Pegels zu Swinemünde 
und in den westlichen Provinzen auf den Nullpunkt des Amster- 
damer Pegels bezogen. Als sich nun Preußen durch die Einver- 
leibung Hannovers zu einer kompakten Ländermasse zusammenschloß, 
war jener hypsometrische Dualismus unhaltbar geworden. Man ver- 
legte den Ausgangspunkt des Nivellements der Landesaufnahme seit 
1879 in die Berliner Sternwarte, wo auf dem tief fundierten Nord- 
pfeiler der „Normalhöhenpunkt" angebracht ist; genau 37 m unter 
ihm befindet sich die „Normalnull", auf die alle neuen Höhen- 
messungen bezogen werden. Man glaubte ursprünglich, daß sie genau 
in dem Niveau des Nullpunktes des Amsterdamer Pegels liege, in 
der Tat liegt sie aber nach den letzten Berechnungen 0,003 m dar- 
über und 0,066 m über der Swinemünder Null. Die schwedische 



x Als Beispiele dienen folgende Stationen: 

„ , , ,. (69°18'N 64° 36' 68° 21' N 

Beobachtungsstellen { 14 o 33 ' 10° 22' 2° 5' W 

Höhe über bez. unter ( — ) dem Normalniveau 

Windfläehe .... 0,580 m 0,io6 m 0,oi5 m 

Diehtigkeitsfläehe . . 0,213 „ —0,112 „ — 0,oie „ 

Stromfläche .... 0,793 „ 0,os4 „ — 0,ooi „ 



Das Meerwasser 281 



Normalnull befindet sich 11,8 m unter dem Normalhöhenpunkt an 
der Nordostseite des Generalstabsgebäudes in Riddarsholmen (Stock- 
holm). Die Schweiz, die keine Meeresgrenzen hat, wählte als Basis 
ihres Nivellements die Pierre du Niton bei Genf, deren mittlere Seehöhe 
noch nicht mit Sicherheit ermittelt ist; man nimmt jetzt als solche 
373,6 m an. Die Aussicht auf eine gemeinsame europäische Normalnull 
dürfte sich nicht so bald verwirklichen, da sich auch die internationale 
Erdmessungskommission dagegen ausgesprochen hat. Denn unter 
allen Umständen müßte diese Normalnull an das Meer verlegt werden, 
sonst würde man auf jeden Vergleich der europäischen Höhen mit 
jenen anderer Festländer und der Inseln verzichten; aber mit der 
Wahl eines einzigen Pegelnullpunktes würde man für die entfernteren 
Länder noch größere Fehlerquellen eröffnen, als diejenigen sind, unter 
denen man jetzt leidet. Selbst unsere feinsten Nivellements unter- 
liegen nach Börsch noch einem mittleren Fehler von + 4,42 mm auf 
das Kilometer, und anderseits sind die Niveauunterschiede des Mittel- 
wassers an den verschiedenen Küsten jedenfalls nicht so groß, wie 
man früher annahm. Sie dürften in den europäischen Meeren wohl 
selten 0,5 m überschreiten und in den meisten Fällen nicht einmal 
0,i erreichen, doch lassen sich genauere Zahlen bis jetzt nur für 
wenige Punkte geben. x Zwischen den Ozeanen ist zum erstenmal 
1904 durch das Feinnivellement quer durch die Vereinigten Staaten 
eine geodätische Verbindung hergestellt worden. Sie ergab, daß der 
Spiegel des Mittelwassers des Großen Ozeans um 0,i87 m höher liegt 
als der des Atlantischen 7 — ein höchst geringfügiger Unterschied, 
der wohl ganz den Nivellementsfehlern zur Last gelegt w T erden darf. 
Zum Unterschied von den Höhenmessungen gehen die Tiefen- 
messungen in den flachen Küstengewässern gezeitenbewegter Meere 
von dem sog. Kartenniveau aus. Man versteht darunter in Eng- 
land und Deutschland (mit Ausnahme der Ostsee) das Niedrigwasser 
der Springzeit, in Frankreich das tiefste bisher beobachtete Niedrig- 
wasser und in Amerika das mittlere Niedrigwasser. Die Tiefen sind 
daher nicht nur nicht mit den Höhen des Küstenlandes, sondern 



x Helmert 6 sagt darüber: „Das Eesultat dieser Arbeit (Kritik von 
48 Nivllementspolygonen in Mittel- und Westeuropa) hat gezeigt, daß das mittlere 
Niveau im Mittelländischen und Adriatisehen Meer ungefähr 13 cm tiefer liegt 
als in der Ostsee. Nordsee und im Kanal, aber auch, daß Differenzen von der- 
selben < Jrdnung entlaug den nördlichen und südlichen Küsten vorkommen. 
Ein Teil dieser Differenzen ist sicherlich reell, wie z. B. die bis zu 15 cm 
betragenden für die Punkte an der holländischen Küste. Allein sobald es 
sich um große Entfernungen von Stationen handelt, kann diese Realität noch 
uicht als erwiesen betrachtet werden." Als sichergestellt darf jetzt nach Rosen 
die Höhenlage der Ostsee um ungefähr 0,io m über dem Kattegat gelten. 



282 Das Meer 

auch nicht untereinander vergleichbar, weil das Niedrig wasser an 
verschiedenen Stellen verschiedene Niveaus einnimmt. An der Süd- 
küste Englands zwischen Selsea Bill und Brighton beträgt der 
Unterschied zwischen dem Mittelwasser, das der englischen Land- 
vermessung zugrunde liegt, und dem Niedrigwasser 2,i — 3 m, mit der 
Entfernung von der Küste vermindert er sich aber und dürfte in 
einem Abstand von 19 km nur mehr auf 1,8 m zu veranschlagen 
sein. 8 In der küstenfernen Tiefsee beziehen sich die Lotungen auf 
das augenblickliche Meeresniveau. Die daraus entspringende Un- 
gleichheit der Tiefen ist indes ohne Belang, weil der Unterschied 
zwischen Hoch- und Niedrigwasser im offenen Ozean äußerst gering ist. 
Salzgehalt und spezifisches Gewicht. 32 Elemente sind bisher 
im Meerwasser nachgewiesen worden, und es unterliegt keinem Zweifel, 
daß künftige Untersuchungen diese Zahl noch vermehren werden. 
Sie erscheinen als Bestandteile teils des Wassers selbst, teils der 
absorbierten Luft und Kohlensäure, zum größten Teil aber der auf- 
gelösten chemischen Verbindungen. Die letzteren bezeichnet man 
in ihrer Gesamtheit als Salzgehalt; dieser ist es, der dem Meer- 
wasser den eigentümlich salzig bittern Geschmack und das hohe 
spezifische Gewicht verleiht. Im allgemeinen kann man 35 Promille 
als den normalen Salzgehalt des offenen Ozeans betrachten. Seine 
Zusammensetzung ist, wie auch die zahlreichen Analysen der Chal- 
lengerproben neuerdings wieder bestätigten, unter allen Breiten und 
Längen die gleiche, und nur der Kalkgehalt nimmt mit der Tiefe 
etwas zu. Dittmar berechnete im Durchschnitt für 1000 g Wasser: 

Kochsalz 27,2 gr 1 Chlorverbindungen 

Chlonnagnesium . . . . 3,8 „ 1 31,o oder 88,6 Proz. 

Bittersalz 1,6 „ \ aller Salze. 

Gips . ~ . 1,3 „ > Schwefelsäuresalze 

Kaliumsulfat 0,9 „ > 3,8 oder 10,8 Proz. 

Kohlensäüresalze usw. . . 0,2 „ oder 0,6 Proz. 

Salzgehalt ........ 35,o gr 

Der Unterschied zwischen dem Meer- und dem Flußwasser 
besteht aber nicht nur in dem weitaus größeren Salzgehalt des 
ersteren, sondern auch in dessen Zusammensetzung. Im Meerwasser 
herrschen die Chlorverbindungen, im Flußwasser die Kohlensäure- 
salze entschieden vor; der Salzgehalt des ersteren kann also nicht 
von dem letzteren abgeleitet werden. 

Die direkte Ermittlung des Salzgehaltes durch Wägung der 
nach dem Eindampfen übrig gebliebenen Bückstände kann in ge- 
nauerer Weise nur im Laboratorium bewerkstelligt werden und führt 
selbst dann nicht völlig zum Ziel, weil Kohlen- und Salzsäure mit 



Das Meerwasser 



283 



dem Wasser fortgehen. An Bord des Schiffes ist man im wesent- 
lichen auf drei indirekte Methoden angewiesen: auf die Bestimmung 
des spezifischen Gewichtes mittels des Aräometers, auf die chemisch- 
analytische Feststellung des Chlorgehalts , der in einem konstanten 
Verhältnis zu dem ganzen Salzgehalt steht, und endlich auf die 
Untersuchung des optischen Brechungsexponenten des Seewassers, 
der ebenfalls vom Salzgehalt abhängt. Von diesen Methoden hat 
die zweite den Sieg davongetragen. Bezeichnen wir mit S das Salz- 
gewicht in Gramm in 1000 g 
Meerwasser und mit Cl die ent- 
sprechende Gewichtsmenge Chlor, 
so ist 

5 = 0,03 + 1,805 GL 

Der so ermittelte Salzgehalt ist 
etwas kleiner als der wirkliche, 
aber der Unterschied ist so gering, 
daß er in der Praxis vernach- 
lässigt werden kann. 10 

Das in der deutschen Marine 
und auch sonst gebräuchlichste 
Aräometer gibt unmittelbar das 
spezifische Gewicht des Seewassers 
bei seiner augenblicklichen Tem- 
peratur (/°), bezogen auf destillier- 
tes Wasser von 17,5° (14°K.), oder, 
um es kurz auszudrücken, 5 [ ) . 

Das spezifische Gewicht des 
Meerwassers, das man gewöhnlich, 
wenn auch nicht ganz korrekt, mit 
seiner Dichte identifiziert, hängt 
außer von dem Salzgehalt auch von der Temperatur ab, da das 
Meerwasser, wie alle Körper, sich bei steigender Temperatur aus- 
dehnt und dadurch leichter wird. Das spezifische Gewicht ist daher 
periodischen und unperiodischen Schwankungen unterworfen, wie die 
Temperatur selbst. Wir können den Einfluß der Temperatur aus- 
scheiden, wenn wir alle Aräometerangaben auf gleiche Temperatur 
reduzieren, z. B. auf 17,5°, wie es bei uns üblich ist. x Dieses 

x Die Engländer berechnen, um wieviel mal Seewasser von der Temperatur 4 
15,56° (60° F.) schwerer ist als ein gleich großes Volumen destillierten Wassers ' 

von 4°,, also s (~£A- Andere Reduktionen sind s (%) und 5 (~). Eine 

internationale Eegelung ist dringend erwünscht. 




Fig. 59. Salzgehalt des Atlantischen 
Ozeans nach Schott. 9 



284 Das Meer 



reduzierte spezifische Gewicht s (tit-ö) w M allein vom Salzgehalt 

bestimmt und kann direkt in denselben verwandelt werden, x doch 
ziehen es manche Darsteller vor, in ihre Karten nur Linien 
gleicher Dichte oder gleichen reduzierten spezifischen Gewichts ein- 
zuzeichnen. 11 

Obwohl sich das Aräometer auch schon auf Handelsschiffen 
eingebürgert hat, so haben doch eigentlich nur die wenigen wissen- 
schaftlichen Expeditionen wirklich brauchbares Material geliefert und 
unsere Kenntnis von der Verteilung des Salzgehaltes in den 
Ober flächenschichten ist daher noch recht mangelhaft; selbst 
die Karte von Schott ist noch für viele Gegenden hypothetisch 
(Fig. 59). Indes tritt das Grundgesetz doch schon deutlich hervor. 
Im offenen Ozean steigt der Salzgehalt von der Äquatorialzone 
bis gegen 15 — 30° Breite und sinkt dann wieder polwärts, wobei 
wir es natürlich unentschieden lassen müssen, ob sich dieses Ver- 
halten bis in die innersten Polarkalotten fortsetzt. Man erkennt 
sofort, daß Salzgehalt und Luftdruck im inneren Zusammenhang 
stehen, wenn auch nicht im direkten, sondern durch Vermittlung 
der Winde. Daher fallen die Maximalgebiete des Salzgehaltes und 
des Luftdruckes nicht zusammen, sondern jene liegen in der Zone 
lebhaftester passatischer Luftbewegung, weil hoher Salzgehalt durch 
starke Verdunstung bedingt ist, und nichts so sehr die Ver- 
dunstung befördert, als regelmäßige, frische, trockene Winde. In 
demselben Maß, in dem die atmosphärischen Niederschläge 
(Eegen und Nebel) die Verdunstung überwiegen, verringert sich der 
Salzgehalt. Schott bestreitet ihren Einfluß, weil der Seegang sofort 
eine Durchmischung der obersten Wasserschichten mit dem Eegen- 
wasser einleite; aber gerade dieser Prozeß ist es, der den Salzgehalt 
jener Schichten verringert. Infolge dessen nimmt im Aquatorialgürtel, 
entgegen der allgemeinen Eegel, der Salzgehalt mit der Tiefe etwas 
zu. W^äre, wie Schott meint, der äquatoriale Salzgehalt der nor- 
male, der nur deshalb keine Steigerung erfährt, weil unregelmäßige, 
schwache Winde und Stillen und feuchte Luft die Verdunstung ver- 
hindern, so müßte er auch in den mittleren und höheren Breiten zu 
finden sein, weil hier die Verdunstung stetig gegen die Pole ab- 
nimmt. Im Bereich des Polareises, wo die Niederschläge gering 
sind, bewirken die Schmelzwässer die Aussüßung des Oberflächen- 



x Die hydrographischen Tabellen von Knudsen 10 gestatten die unmittel- 
bare Ablesung des Salzgehalts in Promille aus dem Wert 

1000 (s fSä - x) - 



Das MeerwasütT 285 



wassers. Die Meeresströmungen durchbrechen das Grundgesetz 
nicht völlig, rufen aber Störungen hervor, die sich in starken Krüm- 
mungen der Linien gleichen Salzgehaltes kundgeben. Wo polare 
Ströme, wie an den Ostküsten Amerikas, weit in niedere Breiten 
vordringen, verringern sie den Salzgehalt merklich, während warme 
Ströme ihr salzreicheres Wasser mehr oder minder weit in höhere 
Breiten führen — am weitesten die Atlantische Strömung, in deren 
Bereich ein Salzgehalt von 35 Promille noch den 70. Parallelkreis 
überschreitet. Nichts Ahnliches weist sonst die Meereskunde unserer 
Tage auf. Im südatlantischen Ozean reicht die 35 Promille -Linie 
nur im Brasilstrom bis 43° B. und zieht sich sonst bis gegen 
36° B. zurück, und ein gleiches Verhalten zeigen, soweit unsere 
Kenntnisse reichen, auch die übrigen Südozeane. Im nordpazifischen 
Ozean liegt die äußerste Polargrenze dieses Salzgehaltsgrades eben- 
falls in 39° B. Schon dies vermag uns eine Vorstellung zu geben 
von der Macht der Atlantischen Strömung, der in der Tat keine 
andere gleichkommt. 

Wir haben bisher die Küstenzone von unserer Betrachtung aus- 
geschlossen. Wo große Ströme münden, zeigt sich ihre verdünnende 
Wirkung oft noch in ziemlich großer Entfernung von der Küste. Oft, 
aber nicht immer. Daß das äquatoriale Minimum im Atlantischen 
Ozean an der afrikanischen Seite so weit nach Süden hinabreicht, 
ist, wenigstens zum Teil, dem Niger und noch mehr dem Kongo 
zuzuschreiben; aber Orinoco und Amazonas führen noch größere 
Mengen Süßwassers dem Meer zu, und doch erlahmt ihr Einfluß 
schon knapp an der Küste, gegen die die Passatströmungen salz- 
reiches Wasser hinwälzen. In den polaren Zonen gelangt das fest- 
ländische Süßwasser in der Form von Eisbergen noch weiter in das 
Meer hinaus, aber auch das schmelzende Meereis ist nur schwach 
salzig und kann zur Verdünnung der Oberflächenschichten beitragen. 

Die geographische Verbreitung des Salzgehaltes im Indischen 
und Pazifischen Ozean weicht in den Grundzügen von dem atlan- 
tischen Bild nicht ab. Auch daß der Indische Ozean nur ein 
Maximalgebiet, zu beiden Seiten des 30. Südparallels, besitzt, kann 
uns nicht überraschen, wenn wir beachten, daß er nur in seinem 
südhemisphärischen Teil von beständigem Passat überweht wird. 
Die Verteilung ist also in allen Ozeanen dieselbe, aber in den 
absoluten Werten bestehen große Unterschiede. Der nordatlantische 
Ozean ist weitaus der salzreichste, der nordpazifische sicher der 
salzärmste Ozean. Als Maxima werden angenommen im nordatlan- 
tischen Ozean 37,9, im südatlantischen 37,6, im Indischen 36,4, im 
nordpazffischen 35,9, im südpazifischen 36,9 Promille. 



286 Das Meer 



Die Neben meere zeigen ein sehr verschiedenes Verhalten. 
Zunächst ist entscheidend, ob sie von den großen Meeresströmungen 
berührt werden oder nicht. Im ersteren Fall ist der Salzgehalt 
von dem Charakter der Strömung abhängig, aber immer etwas ge- 
ringer als im benachbarten offenen Ozean, weil Nebenmeere ver- 
hältnismäßig mehr Flußwasser empfangen. Die inselabgeschlossenen 
Meere am Ostrand Asiens haben 34 — 34,5 Promille Salzgehalt, 
wenn sie von warmen, und 30 — 32 Promille, wenn sie von kalten 
Strömungen durchzogen werden. Im Australasiatischen Mittelmeer 
ist der Unterschied zwischen der verhältnismäßig salzarmen Banda- 
und Javasee und den salzreicheren Gewässern im Norden und Nord- 
osten besonders auffallend, und die Annahme Schott's, daß die 
letzteren noch pazifisches Wasser erhalten, scheint uns das Eichtige 
zu treffen. Dagegen ist der geringe Salzgehalt der Javasee (ungefähr 
32 Promille) auffallend, wenn man die niedere Breite berücksichtigt, 
und wahrscheinlich eine Folge reichlicher Zufuhr von Eegenwasser. 
In den Binnenmeeren regelt sich der Salzgehalt der Oberflächen- 
schichten ausschließlich nach dem Verhältnis von Verdunstung 
und Süßwasserzufluß. In einem warmen und trockenen Klima er- 
reicht er eine Höhe, wie selbst im Ozean nicht. Das Rote Meer ist 
wohl das salzreichste (bis 41 Promille), aber selbst das europäische 
Mittelmeer hat noch über 37 Promille. Das Schwarze Meer wird 
dagegen schon stark durch die einmündenden großen Flüße ausgesüßt 
(15 — 18 Promille), und noch weit mehr die Ostsee, wo auch die 
niedere Temperatur der Verdunstung hinderlich ist. Während die 
Nordsee, die mit dem Ozean in offener Verbindung steht, noch im 
Osten 32,5 Promille Salzgehalt besitzt, sinkt dieser im Skagerrak schon 
auf 30, im westlichen Teil der Ostsee auf 8, im nördlichen Bottnischen 
Busen unter 3, im Finnischen sogar unter 1 Promille. Auch noch 
in einem anderen Punkt unterscheiden sich die Binnenmeere wesent- 
lich von dem offenen Ozean: dort nimmt der Salzgehalt mit der 
Tiefe zu, hier aber ab, und zwar — wie aus den Beobachtungen 
der deutschen Südpolarexpediton hervorgeht — in ebenso raschem 
Tempo wie die Temperatur bis 900 m Tiefe; und wenn er dann 
auch wieder etwas steigt, so ist er doch stets am Grund kleiner 
als in den Oberflächenschichten. Die Konzentration des Seewassers 
unter dem Einfluß der Verdunstung vollzieht sich ja nur an der 
Oberfläche; aber da das Wasser dadurch schwerer wird, so sinkt 
es unter und kann in den Binnenmeeren unter den hier obwalten- 
den Temperaturverhältnissen (von denen später ausführlicher die 
Rede sein soll) wirklich bis zum Boden gelangen, während im kalten 
Ozean schon in Tiefen von etwa 200 m eine Dichtigkeit herrscht, 



Das Meerwasser 28' 



wird also s 



die kein weiteres Einsinken des salzreichen Oberflächenwassers 

gestattet. 

Indem wir von dem Salzgehalt sprachen, sprachen wir zugleich 
auch von den Verbreitungsgesetzen des reduzierten spezifischen Ge- 
wichts. Anderen Gesetzen unterliegt das absolute spezifische Ge- 
wicht, das nicht nur von dem Salzgehalt, sondern auch von der 
Temperatur abhängt und auf destilliertes Wasser von 4° bezogen 

• Der einzige V T ersuch einer kartographischen Dar- 
stellung ist von Schott in dem „Valdivia"- Werk gemacht worden; 
die subtropischen Maxima des Salzgehaltes sind hier verschwunden, 
und nur in der Abnahme des Gewichts von W nach innerhalb 
der Äquatorialzonen des Atlantischen und Indischen Ozeans macht 
sich der Salzgehalt noch bemerkbar. Im übrigen nimmt aber das 
Gewicht von der Aquatorialzone gegen die Pole und an jedem Ort 
mit der Tiefe zu. Die Wirkungen des sich verringernden Salz- 
gehaltes werden also durch die Temperaturerniedrigung mehr als 
ausgeglichen. 

Gasgehalt. Die Oberflächenschicht des Meeres nimmt atmo- 
sphärische Luft auf, und zwar um so mehr, je niedriger die Tempe- 
ratur, ist, und die vertikalen Bewegungen des Wassers führen dann 
die Luft auch den tieferen Schichten zu. Aber die Absorptions- 
fähigkeit des Wassers ist für Sauerstoff größer als für Stickstoff, 
und die im Meer enthaltene Luft unterscheidet sich daher von der 
atmosphärischen durch einen höhern Prozentsatz von Sauerstoff 
(33—35 Proz. neben 67-65% Stickstoff). Das ist von größter 
Bedeutung für die Tierwelt, namentlich für die Fische. Während 
die Stickstoffmenge durch alle Tiefen nahezu die gleiche bleibt, ist 
die Sauerstoffmenge an der Oberfläche am größten, sinkt dann bis 
zur Tiefe von 700 — 800 m auf 11,4 — 15,5 Proz. und steigt dann 
wieder auf 23 — 24 Proz. Die bekannte Tatsache, daß das Ober- 
flächenwasser kalter Meeresräume besonders fischreich ist, scheint 
durch das erörterte Verhalten des Wassers zum Sauerstoff hin- 
reichend erklärt zu sein. Freie Kohlensäure ist bisher noch nicht 
beobachtet worden, sie tritt nur in chemischen Verbindungen auf. 

Farbe. Wenn man absieht von allen jenen Reflexerscheinungen 
an der Oberfläche des Seespiegels, die die Himmelsfarbe, die wech- 
selnde Bewölkung, die Sonnenhöhe und das Mondlicht hervorrufen, 
so kann man die Meeresfarbe als blau bis grün bezeichnen. Weiße 
Gegenstände erscheinen, wenn man sie in das Meer taucht, zuerst 
grün und nehmen eine immer blauere Färbung an, je tiefer man 
sie versenkt, bis sie dem Auge gänzlich entschwinden. Die größte 



288 Das Meer 



Sichttiefe, die man bisher beobachtet hat, betrug 77 m (in dem 
Schwarzen Meer). Daß aber die chemisch wirksamsten Strahlen 
der blauen und violetten Seite des Spektrums noch tiefer eindringen, 
lehren Untersuchungen mittels der photographischen Kamera. Blaue 
Strahlen waren auf der „Michael SARS"-Expedition (1910) in der 
atlantischen Sargassosee bis 550 m Tiefe deutlich und bis 910 m 
Tiefe noch in abgeschwächtem Grad nachweisbar 12 . Dagegen werden 
die roten und gelben Strahlen sehr bald vom Wasser absorbiert, 
und dies ist unzweifelhaft der Grund, weshalb Meer und Seen, wenn 
sie nicht verunreinigt sind, blau oder grün erscheinen. In der Ver- 
teilung der Nuancen herrscht eine gewisse geographische Ordnung, 
das lehren die Farbenkarten, die zuerst Krümmel gezeichnet, und 
die jetzt Schott in dem mehrfach erwähnten „Valdivia"-Werk für 
den ganzen Atlantischen und Indischen Ozean entworfen hat. Möglich 
wurde eine solche Darstellung erst durch die FoREL'sche Skala, die 
alle Abstufungen vom tiefen Kobaltblau bis zum dunkelsten Grün 
durch das prozentische Verhältnis einer blauen und einer gelben 
Lösung in exakter Weise unterscheiden läßt. Allerdings reicht sie 
nicht für alle natürlichen Färbungen aus; Ule und. Luksch haben 
sie daher erweitert, und v. Lorenz hat mit Zugrundelegung von 
19 Mineralfarben eine neue Skala aufgestellt, die aber auf allgemeine 
Gültigkeit ebenfalls nicht Anspruch erheben darf. Gegenüber diesem 
Verfahren hat 0. v. u. z. Auesess 13 die unmittelbare Untersuchung 
von Wasserproben mittels eines Taschenspektroskops empfohlen, und 
er unterscheidet nur vier Abstufungen: blau, grün, gelblichgrün und 
gelb oder braun. 

Im allgemeinen sind die Ozeane zwischen 40° N und S blau, 
doch bestehen Ausnahmen. Blaugrün sind z. B. die Küstengewässer 
um die Canarischen Inseln und der mittlere und östliche Teil der 
atlantischen Aquatorialzone, in den noch Ausläufer des kalten 
Benguelastromes einzudringen scheinen. Kobaltblau und von größter 
Transparenz ist die sog. Sargassosee und der südatlantische und der 
südindische Ozean etwa zwischen 10 und 30° S, also Gebiete, die 
nur zum Teil mit dem Maximalgebiet des Salzgehaltes zusammen- 
fallen. In mittleren und höheren Breiten geht die Meeresfarbe, je 
weiter wir polwärts fortschreiten, über blaugrün und grünblau in 
grün über. Dieselben Abstufungen finden wir im nordatlantischen 
Ozean unter 50° Br. in der Richtung von Ost nach West neben- 
einander gelagert, also in derselben Richtung, in der Temperatur 
und Salzgehalt abnehmen. Anscheinend ist ein Zusammenhang 
zwischen den verschiedenen physikalischen Eigenschaften des Meer- 
wassers vorhanden, aber iedenfalls ist er nicht durchgreifender Natur. 



Das Meerwasser 289 



Wohl ist die Ostsee grün und das Mittelmeer blau, aber das viel 
salzreichere Rote Meer ist vorwiegend blaugrün. Daß auch die 
Temperatur nicht unmittelbar mit der Farbe zusammenhängt, be- 
weisen die kalten und trotzdem blauen Süßwasserseen. Mittelbare 
Beziehungen sind aber wohl anzunehmen. Erwiesen ist, einerseits 
daß die Intensität des Blau mit der Durchsichtigkeit des Wassers 
zunimmt, und anderseits daß die trübenden Bestandteile um so 
rascher zu Boden sinken, je salzreicher und wärmer das Wasser ist. 
Ferner ist daran zu erinnern, daß das Plankton besonders in kühlen 
Gewässern gedeiht, und daß diese vorwiegend grün sind, so daß 
Schutt mit einigem Recht Blau als die Wüstenfarbe des Meeres 
bezeichnen konnte. 

Die physikalische Erklärung der Wasserfärbung ist noch streitig. 
Nach der Diffraktionstheorie , die Soret begründet hat und in 
neuester Zeit besonders Abegg 14 vertrat, ist das Wasser an sich 
ebenso farblos wie die Luft. Aber in der Natur ist es niemals 
völlig rein, sondern stets ein trübes Medium, d. h. es enthält äußerst 
kleine, undurchsichtige Teilchen, deren Dimensionen die Länge der 
Lichtwellen nicht überschreiten. Sie zerstreuen die kurzwelligen 
blauen und violetten Strahlen, während die langwelligen roten und 
gelben durchgelassen werden. Gegen diese Auffassung spricht die 
Tatsache, daß, wenn man im chemischen Laboratorium auch die 
feinste Trübung zum Sinken bringt, eine größere Menge Wasser 
noch immer blau erscheint. Blau ist also die Naturfarbe des Wassers, 
und es sind nur die Abweichungen nach grün zu erklären. Spring 15 
führt nur sie auf Trübungen zurück, entweder indirekt auf die 
Reflexion gelber Strahlen oder direkt auf die Eisenoxydhydrate, 
deren gelbe Farbe mit dem Blau des Wassers grün in verschiedenen 
Abstufungen ergibt, die aber nur so lange wirken, als sie nicht 
durch Huminstoffe in andere Verbindungen übergeführt werden. 
Einige Schwierigkeiten bereiten die farblosen oder — wenn sie tief 
genug sind — dunkeln Gewässer (wie z. B. der Wetternsee in 
Schweden); Spring erklärt diese Erscheinung durch die Anwesenheit 
mikroskopischer Eisenoxydkörperchen, deren rötliche Farbe mit der 
blauen des Wassers komplementär ist. In neuester Zeit hat 
v. u. z. Auesess 13 auf Grund der Untersuchungen verschiedener 
Seen nur die im Wasser gelösten Substanzen für die Abweichungen 
von der blauen Farbe verantwortlich gemacht, und zwar haupt- 
sächlich die organischen humösen Stoffe, die das Wasser je nach 
ihrer Menge grün, gelb und braun färben; dann den gelösten Kalk, 
der, wenn er in großer Menge vorhanden ist, eine grüne Farbe er- 
zeugt; und endlich die Eisensalze. Da diese chemischen Bestand- 

Supax, Physische Erdkunde. 5. Aufl. 19 



290 Das Meer 



teile nicht veränderlich sind, so hat nach dieser Theorie jeder See 
seine spezifische Eigenfarbe. Die dunkle Farbe des Torfwassers und 
der sog. „schwarzen" Flüsse des brasilianischen Berglandes und 
anderer Gegenden erklärt Reindl 10 aus dem Reichtum an Humin- 
säure und deren Verbindungen bei gleichzeitiger Armut an gelösten 
Bestandteilen. Das Experiment zeigt, daß ein größerer Zusatz von 
doppeltkohlensaurem Kalk Entfärbung und einen bräunlichen 
Schlammniederschlag hervorruft; daher kommen schwarze Flüsse 
im Kalkgebirge nicht vor. Auch für mehr oder minder abgeschlossene 
Meeresteile scheint dieser Satz von der chemischen Natur der 
Färbung, wenn auch 'nicht in aller Strenge, zu gelten, und der 
Gegensatz zwischen dem offenen Ozean und den, Küstenzonen läßt 
sich wahrscheinlich auch auf Trübungen oder chemische Unter- 
schiede zurückführen. 

Außergewöhnliche Meeresfärbungen, wie milchweiß, blutrot, 
gelblich- oder schiefergrau, olivenbräunlich, nennt der Seemann be- 
zeichnenderweise „Miß"- oder „Verfärbung". Sie treten immer nur 
sporadisch und örtlich begrenzt auf, und werden meist von massen- 
haft auftretendem Plankton erzeugt. Mancher Meeresname mag 
damit zusammenhängen. Das Gelbe Meer heißt sicher so von clen 
Lößmassen, die der Hoangho ihm zuführt, während andere Namen, 
wie Weißes und Schwarzes Meer, ebenso sicher mit der Färbung 
nichts zu tun haben. In bezug auf das Rote Meer sind die An- 
sichten geteilt. Milliarden mikroskopischer Tierchen sind es auch, 
die jenes wunderbar schöne, besonders den Tropenmeeren eigentüm- 
liche Phänomen erzeugen, das als Meeresleuchten bekannt ist. 

Literaturnachweise. l F. E. Helmert zit. S. 9. — 2 J. B. Messer- 
schmitt zit. S.'^. Ein ausgezeichneter orientierender Artikel. — 3 E. Brückner 
zit. S. 256, Anm. 9. — 4 La Geographie, Paris 1909, Bd. XIX, S. 63. — 5 H. Mohn, 
Xordhavets Dybder, Temperatur og Ströminger; Kristiania 1887. — 6 F. R, Hel- 
mert, Le Zero des altitudes, in den Verhandlungen der permanenten Kom- 
mission der internationalen Erdmessung in Florenz 1891. — 7 J. Hayford im 
Science, 1905, Bd. XXI, S. 673. — 3 E. Gr. Ravenstein, On Bathy-hypsographical 
Maps, in den Proceedings of the R. Geographical Society, London 1886, Bd. VIII. 
— 9 Gr. Schott, Die Verteilung des Salzgehalts im Oberflächenwasser der 
Ozeane; in Petermann's Mitteilungen, 1902. — 10 M. Knüd sen, Berichte über 
die Konstantenbestimmung zur Aufstellung der hydrographischen Tabellen, in 
den Denkschriften der Akademie der Wissenschaften in Kopenhagen, 1902; 
die hydrographischen Tabellen selbst, die bequeme Ablesungen gestatten, sind 
1901 in Kopenhagen und Hamburg erschienen. — " A. Büchan, Report on 
the Oceanic Circulation (Appendix zum Challenger-Report), 1895. — 12 Geo- 
graphical Journal, London 1910, Bd. XXXVI, S. 362. — li Otto Frhr. von r. 
zu Aüpsess, Die Farbe der Seen; München 1903. — ' 4 R. Abegg , Über die 
Farbe der Meere und Seen, in der Naturwissenschaftlichen Rundschau, 1898. 



Die Wellenbewegung 291 



— 15 W. Spring in den Bulletins de l'Academie Royale de Belgique, 1883 
(Bd. V, S. 55), 1886 (Bd. XII, S. 814), 1896 (Bd. XXXI, S. 94) u. 1897 
Bd. XXXIV, S. 578) und im Neuen Jahrbuch für Mineralogie usw., 1899, 
Bd. II, S. 47. — ie J. Reindl, Die schwarzen Flüsse Südamerikas, in der 
Naturwissenschaftlichen Wochenschrift, Bd. XX, 1905. 

t 

Die Wellenbewegung. 

Windwellen. Von der strömenden unterscheidet sich die Wellen- 
bewegung dadurch, daß nur die Form der Bewegung, der Wechsel 
von Berg und Tal, fortschreitet, während das einzelne Wasserteilchen 
seine Lage im Raum wenig oder gar nicht verändert. Wir können 
uns durch den Augenschein davon überzeugen, wenn wir irgend 
einen leichten* Gegenstand auf das Wasser werfen: während Berg 
und Tal unter ihm hinwegeilen, hebt er sich und bewegt sich zu- 
gleich ein wenig nach vorwärts, dann senkt er sich und kehrt zu- 
gleich an seine ursprüngliche Stelle zurück. Eine solche Bewegung 
in einer kreisähnlichen Vertikalbahn nennt man eine Orbital - 
bewegung. Das Profil fortschreitender Wellen ist am besten 
mit einer Trochoide x zu vergleichen, und die Erfahrung hat ge- 
lehrt, daß sich die Trochoidenformeln auch auf die Wellen, wenigstens 
auf solche in tiefem Wasser, anwenden lassen. Die Hauptmaße: 
die Wellenlänge (L) oder die Entfernung von einem Wellenkamm 
zum andern, die Periode (T) oder die Zeitdauer zwischen zwei auf- 
einanderfolgenden Wellenbergen, und die Fortpflanzungsgeschwindig- 
keit der Welle in der Sekunde (C) stehen in innerem Zusammen- 
hang, so daß, wenn eines dieser Elemente durch die Beobachtung 
gegeben ist, sich die anderen durch die Trochoidengleichungen 
rechnungsmäßig ableiten lassen. x>x Nur ist dabei nicht zu ver- 
gessen, daß Beobachtungen auf einem fahrenden Schiff die eigene 
Geschwindigkeit und den Winkel zwischen Kiellinie und Wellen- 
richtung berücksichtigen müssen. Das vierte der Hauptmaße, die 
Wellenhöhe oder der Vertikalabstand zwischen Berg und Tal, kann 



x Eollt ein Rad auf einer horizontalen Fläche weiter, so beschreibt ein 
beliebiger Punkt der Peripherie eine Zykloide, ein solcher an einer Rad- 
speiche aber eine flachere Kurve oder eine Trochoide. 

C V g g 

Fügen wir für n (— 3, 142) und g (Beschleunigung der Schwere = 9,so6) die 
Werte ein, so erhalten wir nach Schott folgende einfache Gleichungen: 

G= 1,25 1/Z = 1,56 T 
L = 0,64 C 2 = 1,59 T 2 
T = 0,80 VL = 0,64 C 

19* 



292 Das Meer 



dagegen nur durch unmittelbare Beobachtung festgestellt werden, 
und da man dafür leider noch kein sicheres Meßverfahren ausfindig 
gemacht hat, so ist begreiflicherweise auch der geübteste Seemann 
vielfachen Täuschungen ausgesetzt, und es erklärt sich daraus zur 
Genüge, daß Höhe und Steilheit der Meereswellen in Wort und 
Bild so häufig übertrieben werden. 

Es ist nicht schwer zu erklären, warum um irgend einen Gegen- 
stand, der die Wasserfläche trifft, konzentrische Wellen entstehen. 
An dieser Stelle wird das Wasser hinabgedrückt, seine leicht ver- 
schiebbaren Teilchen weichen aus, und indem sie dadurch einen 
Druck auf alle benachbarten Wasserteilchen ausüben, wird um die 
Depressionsstelle eine Erhöhung des Wasserspiegels, ein Wellenberg 
erzeugt. Dieser sinkt wieder in sich zusammen, schwingt aber ver- 
möge des Gesetzes der Trägheit noch über seine Gleichgewichtslage 
hinaus, und so entsteht an der Stelle des früheren Wellenberges 
ein kreisförmiges Wellental, das an seiner äußeren Peripherie wieder 
einen Wellenberg erzeugt. Auf diese Weise pflanzt sich die Be- 
wegung fort, bis die Reibung die bewegende Kraft aufgezehrt hat. 
Der Wind dagegen ist eine kontinuierlich und horizontal wirkende 
Kraft und sollte die Wasserteilchen vor sich herschieben. Und dies 
ist in der Tat auch der Fall, der Wind erzeugt ebenso Strömungen 
wie Wellen, und die Frage ist nur die, wann erzeugt er die eine, 
wann die andere Bewegungsart, und wie gehen beide ineinander 
über? Sobald die völlig ruhige See von einem Wind mit mehr als 
0,2 m Geschwindigkeit in der Sekunde getroffen wird, entsteht eine 
leichte Kräuselung des Wasserspiegels. Die Oberflächenschicht, die 
sich bei jeder Flüssigkeit in mancherlei Hinsicht wie eine selb- 
ständige Membran verhält, legt sich in Falten, wie die Haut am 
Handrücken, wenn man mit dem Finger darüber hin wegstreicht. 
Die Entstehung dieser Fältchen oder kapillaren Wellen, wie 
Scott Russell sie nannte, erklärt sich aus der Theorie von Helm- 
holtz. Wenn zwei Flüssigkeiten von verschiedener Dichte, wie hier 
Luft und Wasser, übereinander lagern, so ist die Trennungsfläche 
nur bei völliger Ruhe eine Ebene. Gerät die obere Flüssigkeit (hier 
die Luft) in Bewegung, so wird diese durch Reibung an der ruhenden 
Flüssigkeit in den untersten Schichten gehemmt, während nach oben 
die Geschwindigkeit zunimmt. Damit vermindert sich der Druck, 
den in unserem Fall die Luft auf das Wasser ausübt; dieses wird 
gleichsam emporgezogen, sein Niveau hebt sich an einer Stelle und 
muß daher an der benachbarten sinken, oder mit anderen Worten; 
die Trennungsfläche nimmt eine wellige Gestalt an. Zähere Flüssig- 
keiten als das Wasser widerstreben länger dem Einfluß des Druckes; 



Die Wellenbewegung 



293 



darauf beruht wohl die seit dem Altertum bekannte glättende 
Wirkung des Öles. Die kapillaren Wellen sind es nun, die dem 
Wind neue Angriffspunkte bieten und immer höher zu wirklichen 
Wellen anwachsen. Je größer der Kaum und die Wassermasse ist, 
desto ungehinderter kann diese Entwicklung vor sich gehen; das 
Meer ist daher der eigentliche Schauplatz großer Wellenbildungen. 
Dabei wird, wenn der Wind lange genug aus einer und derselben 
Eichtung weht, die Tendenz immer größer, die Wasserteilchen in 
dieser Richtung auch wirklich weiterzubewegen, so daß die Orbital- 
bahnen nicht mehr geschlossene Kurven bilden, und jedes Wasser- 
teilchen am Ende einer Schwingung von seiner früheren Lage etwas 
abgerückt ist. Daraus entstehen die Triftströmungen, auf die wir 
bei einer anderen Gelegenheit noch zurückkommen werden. 

Aus Schott's 1 Wellenmessungen heben wir folgende beobachtete 
Werte hervor: 



Geogr. 
Breite 



Geogr. 
Länge 



Wind- 
stärke 
0—12 



Geschwin- 
digkeit 
m pro Sek. 



Länge 



Periode 
Sek. 



Höhe 
m 



Böschun« 



7' 
11 
29 
29 



Atlantisches Passatgebiet. 



| 15° W 


5 


V 


36,4 


4,9 


1,0 


10 


4—5 


7,8 


37,5 


5,0 


1,8—2,0 


9 


5 


8,8 


58,8 


6,6 


4,0 


9 


5 


10,2 


61,6 


6,o 


4,, 



5° 

9 
11 
13 



26° 

26 

17 









Indisches 


Passatge 


biet. 




s 


48° O 


5 


7,2 


32,8 


4,6 


0,8 




48 


6 


8,2 


44,2 


5,4 


2,5 




72 


8—9 


14,7 


130,4 


8,8 


7—8 



4° 
10 
10 



Je stärker der Wind ist, desto größer sind alle Wellendimen- 
sionen, aber auch bei gleichbleibender Windstärke entwickeln sie 
sich immer voller, wofür die beiden Beobachtungen Schott's in 
29° S 9° O, die am gleichen Tag gemacht wurden, ein gutes Bei- 
spiel bieten. Diese Abhängigkeit tritt jedoch bei den einzelnen 
Dimensionen in verschiedenem Grad zutage. Am veränderlichsten 
ist jedenfalls die Höhe, aber sie bildet sich nicht ruhig bis zu dem 
der Windstärke entsprechenden Maximum aus, weil bei zunehmender 
Luftbewegung die Kämme abbrechen und sich in das vor ihnen 
liegende Tal stürzen. Auf stürmischem Meer sind diese „Stürz- 
ten*' den Schiffen äußerst gefährlich. Gleichzeitig verändert sich 
mit der Windstärke auch das Verhältnis von Höhe und Länge oder 
mit anderen Worten der Böschungswinkel der Wellenberge, der um 



294 



Das Meer 



so steiler wird, je heftiger der Wind weht. x Über das Verhältnis 
der Wind- und Wellengeschwindigkeit sind die Ansichten geteilt; 
die Lösung dieses Widerspruchs findet Keümmel in der Energie- 
formell x Die Energie der Wellenbewegung' hängt von der Höhe 
und der Länge, bzw. der Geschwindigkeit ab; da die Höhe erfahrungs- 
gemäß nur bis zu einem Maximum wächst, so muß, wenn dieses 
erreicht ist und die Energie trotzdem in ihrer früheren Stärke er- 
halten bleiben soll, die Geschwindigkeit zunehmen. Junge Wellen 
laufen daher langsamer, alte schneller als der Wind. Bei mäßigem 
Wind bewegen sich die Wellen nicht schneller als die großen 
Segelschiffe und die meisten Dampfer, und selbst bei Sturm erreichen 
sie nur selten die Geschwindigkeit von Schnellzügen (ungefähr 19 m 
pro Sekunde im deutschen Flachland). In Schott's Beispielen sind 
freilich nur die ruhigeren Passatgebiete vertreten, und es unterliegt 
keinem Zweifel, daß die Zonen der Westwinde, besonders die süd- 
liche, viel ausgebildetere Wellen besitzen, wie aus den zahlreichen 
Messungen von Paris 2 hervorgeht. x x x Als höchste beglaubigte Dimen- 
sionen können folgende angesehen werden: 

Geschwindigkeit . . 35,8 m in der Sek. 

Länge 824 m 

Periode 23 Sek. 

Höhe 15 m, selten über 10 m. 



x Nach Schott beträgt bei 
Windstärke . . 5 (mäßig) 
Wellenböschung 6 ° 

1 



Energie 



m L 



*( 



6—7 (stark) 9 (Sturm) 

10° 11° 

__ü! ML 

8 V" 2 ' L * 

m = Gewicht eines Kubikmeters Wasser, der Ausdruck in der Klammer 
ist nahezu = 1 und kann daher meist vernachlässigt werden. Für L kann 
man nach der Trochoidenformel (S. 291) die Geschwindigkeit C einführen und 
erhält dann 

Energie = f^-C 2 i? 2 . 

xxx Beobachtete Mittelwerte: 





Geschw. 


Lauge 


Periode 


Höhe m 


Mittlere 




m 


m 


Sek. 


Mittel 


Maximum 


Böschung 


Atlantisches Passatgebiet 


11,2 


65 


5,8 


1,9 


6 


5° 


Indisches Passatgebiet 


12,6 


96 


7,6 


2,8 


5 


5 


Südatlantische Westwinde 


14,0 


133 


9,5 


4,3 


7 


6 


Indische Westwinde . . 


15,o 


114 


7,6 


5,3 


11,5 


8 


Ostchinesisches Meer . . 


11,4 


79 


6,9 


3,2 


6,5 


7 


Westpazifischer Ozean 


12,4 


102 


8,2 


3,1 


7,5 


57, 



Es darf indes nicht verschwiegen werden, daß in neuerer Zeit gegen die 
allgemeine Zuverlässigkeit der Messungen von Paris schwerwiegende Bedenken 
erhoben worden sind. 



Die Wellenbewegi 



295 



Die Wellenbewegung ist nicht gleichmäßig; nach dem Glauben 
der Seeleute kommen die großen Wellen immer in Gruppen zu je 
drei, und Cornish 3 fand das im nordatlantischen Ozean bestätigt. 
Die bewegte See schied sich deutlich in breite Streifen von ver- 
hältnismäßig flachen Wellen, zwischen die sich schmale Bänder mit 
ungefähr drei großen Wellen einschoben. In anderen Gegenden ist 
bei stürmischer See erst die vierte oder fünfte oder eine noch 
spätere Welle die höchste. 

Wie das Wasser, in das wir einen Stein geworfen haben, zu- 
folge seines großen Trägheitsmomentes und seiner geringen inneren 
Reibung erst allmählich zur Ruhe kommt, so wogt das Meer auch 
dann noch, wenn sich der Wind schon gelegt hat. Diese Bewegung 
nennt der Seemann Dünung, im Gegensatz zu den unmittelbaren 
Windwellen oder „Seen". Nichts bietet dem Neuling ein geheimnis- 
volleres Schauspiel, als wenn auf windstiller Fläche Welle auf Welle 
heranrollt, von den Seen durch nichts unterschieden als durch 
sanftere Böschung und abgerundete Form der Kämme. Die alte 
Bewegung dauert manchmal noch fort, wenn sich schon neuer Wind 
aus anderer Richtung erhoben hat; alte und neue Wellen durch- 
kreuzen sich dann nach den Gesetzen der Interferenz, als ob jede 
nur für sich da wäre; und es steigert sich bis zum tollen Wirrwarr, 
wenn eine tiefe Zyklone mit ihrer rasch wechselnden Windrichtung 
über das Meer zieht. Dann kann die Dünung dem Schiffer schon 
einige Zeit vorher den kommenden Sturm verkündigen. Am reinsten 
und großartigsten gelangt die Dünung in den Zonen der regelmäßigen 
Passate und im äquatorialen Kalmengürtel zur Ausbildung; die ge- 
waltigen Wellen, die die Weststürme höherer Breiten erregen, dringen 
sogar nicht selten von einer Halbkugel in die andere vor. x 

Brandung. Nach den experimentellen Untersuchungen der Ge- 
brüder Weber reicht die Wellenbewegung bis zu einer Tiefe, die 
dem 350 fachen Betrag der Wellenhöhe gleichkommt. Bei den 
höchsten Wellen würde also erst das Wasser jenseits der Isobathe 
von 5200 m in Ruhe verharren. Aber mit der Tiefe nimmt die 
Wellenhöhe rasch ab, die Orbitalbahnen nehmen eine elliptische 
Gestalt mit immer mehr sich verkürzender Vertikalachse an, so daß 



Beispiele zweier starker Dünungen nach den Beobachtungen von Schott: 



Südl. 
Breite 


Östl. 
Länge 


Wind- 
Richtung Stärke 


Dünung 
aus 


Geschw. 
m pro Sek. 


Länge 
m 


Periode Höhe 
Sek. in 


Böschung 


19° 

28 


0° 
39 


— 
SO 5 


sw 

sw 


17,0 
23,5 


174,0 
341,7 


10,0 
14,o 


4,o 

7, 5 


4» 
4 



296 Das Meer 

in größeren Tiefen die Wellenbewegung eigentlich nur mehr in einem 
Hin- und Herschiehen der Wasserteilchen beträgt. Schon in einer 
Tiefe, die gleich der Wellenlänge ist, beträgt nach der Theorie die 
Wellenhöhe nur mehr den öOOsten Teil der oberflächlichen. Indes 
genügt diese Bewegung um den festsitzenden Tiefentieren fort- 
während Nahrung zuzuführen, ja sie ist in mäßiger Tiefe bis un- 
gefähr 200 m noch imstande, feste Teilchen in Bewegung zu setzen, 
wde man aus den Kräuselungen des Sandes nachweisen kann. Auf 
seichtem Grund wird also ein Teil der lebendigen Kraft in Arbeit 
umgesetzt, und dieser Vorgang wird noch dadurch gefördert, daß 
hier die Orbitalgeschwindigkeit nicht bloß mit der Wellenhöhe, 
sondern auch mit der Verminderung der Wassertiefe zunimmt, wenn 

sie wohl auch kaum jemals ihr 
wer ^„^ — — ^ theoretisches Maximum, den halben 

Wert der Fortpflanzungsgeschwindig- 
keit der Wellenform, erreichen dürfte. 
Zugleich wird die Welle, wenn sie 
aus tiefem Wasser in flaches tritt, 
kürzer, x und diese doppelte Um- 
gestaltung macht sich auch schon 
geltend, wenn die Seen über eine 
>^ Bank im offenen Ozean rollen. 

Wenn sie dagegen an sanft an- 

Linien gleicher Tiefe . , T ~.. , , , , . 

-<—m Windrichtung. steigenden Kustenabdachungen nm- 

Fig. 60. Wellen am Ufer. auflaufen, so werden die Horizontal- 

achsen der Orbitalbahnen haupt- 
sächlich an der Vorderseite verkürzt, die Kämme verlieren ihre 
symmetrische Form, neigen sich nach vorn und stürzen über. Man 
bezeichnet diesen Vorgang als Brandung; sie tritt an allen 
Küsten auf, die allmählich in das Meer verlaufen, am groß- 
artigsten wohl an der Guineaküste Afrikas, wo sie unter dem Namen 
Kalema bekannt ist und durch die heftige und häufige Westdünung 
des südatlantischen Ozeans erzeugt wird. Das Wasser, das die über- 
stürzenden Wellenkämme am Strand aufhäufen, wird in der Tiefe 
durch eine Strömung, den sog. Soog, wieder in das Meer zurück- 
geführt. Aber nicht bloß die Form, sondern auch die Richtung der 
Wellen ändern sich etwas infolge ungleicher Eeibung, wie es Fig. 60 

x Die Formeln von Lagrange (manchmal auch als Airy's Formeln be- 
zeichnet) für flaches Wasser, in denen ein neuer Faktor h — Wassertiefe auf- 
tritt, lauten: 

ygh 




Die Wellenbewegung 297 



schematisch darstellt. Die Wellen a b, die in einiger Entfernung vom 
Ufer in der Richtung des Windes verlaufen, machen in der Nähe des 
Landes eine Schwenkung, weil die a-Hälften sich auf tieferem Grund 
und daher rascher bewegen als die 6-Hälften. Bei heftigen und lange 
andauernden gegen das Land gerichteten Stürmen verbindet sich mit 
der Brandung der Windstau, eine Erhebung des Wasserspiegels, die 
besonders in trichterförmig sich verengenden Buchten den Betrag von 
mehreren Meter erreichen kann und die Flüsse oft zwingt, aufwärts zu 
fließen. Solche Sturmfluten setzen flache Küstenländer weithin 
unter Wasser und gehören zu den verheerendsten Phänomenen. 

Wesentlich verschieden von der Strandbrandung ist die 
Klippenbrandung. Trifft die Woge eine steil bis zu größerer 
Tiefe abfallende Wand, so wird sie von dieser zurückgeworfen, d. h. 
sie erfährt eine Gegenwirkung, als ob eine Welle von gleicher Form 
und Geschwindigkeit ihr entgegenliefe. Dadurch wird sie gleichsam 
zusammengepreßt; sie erhebt sich, da sie nur nach aufwärts aus- 
weichen kann, zu beträchtlicher Höhe (bis zu 30 m), und ein Wogen- 
chaos macht dann das Ufer oft unnahbar. Einsame Felseninseln 
und Leuchttürme sind vor allem dieser Klippenbrandung ausgesetzt, 
aber nur wenn der Wind stark und auflandig ist, entfaltet sie sich 
in ihrer ganzen furchtbaren Größe. 

Benthonische Wellen nennt Keümmel alle diejenigen, die im 
Gefolge seismischer oder vulkanischer Ereignisse auf dem Boden des 
Meeres entstehen. Rudolph 4 hat alle Phänomene dieser Art einer 
kritischen Prüfung unterworfen, und man ersieht daraus, daß sie 
zwei verschiedenen Kategorien angehören. Es ist durch zahlreiche 
Beobachtungen, besonders im äquatorialen Teil des Atlantischen 
Ozeans erwiesen, daß Schiffe plötzlich einen Stoß verspürten, als ob 
sie auf Grund aufgefahren wären, auch daß sie emporgehoben 
wurden und dann wieder einsanken, ohne daß der Meeresspiegel 
irgendwelche Veränderung erlitt. Wir haben es in diesem Fall 
mit longitudinalen Wellen zu tun, die sich vom Meeresboden 
durch die ganze Wassermasse fortpflanzten, aber keine Oberflächen- 
wellen erzeugten, und man darf annehmen, daß sich das Schiff 
über der Stelle befand, von dem das Seebeben, d. h. die Er- 
schütterung des Meeresbodens ausging. In anderen Fällen aber 
wurde auch die Oberfläche durch gewaltige Erdbebenfluten, also 
transversale oder Gravitationswellen in Mitleidenschaft gezogen. 
Bekannte Vorkommnisse dieser Art knüpften sich an die beiden 
peruanischen Beben von Arica (13. August 1868) und Iquique 
(9. Mai ( 1877); mehrere Wellen durcheilten den Pazifischen Ozean 
von Amerika bis nach Australien, im Jahr 1877 sogar bis zu den 



298 



Das Meer 



japanischen Inseln, und richteten stellenweise bedeutende Verwüstungen 
an. Von den Windseen unterscheiden sie sich durch ihre Dimensionen; 
die Geschwindigkeit steigert sich auf 150 — 200 m und darüber, die 
Länge auf 150 bis über 1000 km, die Periode erweitert sich auf eine 
viertel Stunde bis ein oder zwei Stunden, nur die Höhe ist verhältnis- 
mäßig gering und übersteigt jedenfalls nicht beträchtlich die der 
Windseen. Dieser eigentümliche Charakter gestattet nicht mehr die 
Anwendung der Trochoidenformeln; da die Wellenlänge die Wasser- 
tiefe bedeutend übertrifft, so ist hier, wie im flachen Wasser, die 
Geschwindigkeit nur von der Tiefe abhängig. x Einen Einblick in 



ftjiugusz 15. August /G. Au*/ lest 
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Fig. 61. Wasserstandsveränderungen in Sydney 14. — 16. August 1868 nach den Auf- 
zeichnungen des selbstregistrierenden Flutmessers. (Reduktion nach d. Taf. in den 
Sitz.-Ber. d. Wien. Akad. d. Wiss., Math.-nat. Kl. Bd. LX. 1869.) (Höhen in engl. Fuß.) 



das Wesen dieser Wasserbewegung gewähren die Aufzeichnungen 
selbstregistrierender Flutmesser, die durch ihre Aufstellung ja nur 
dem Einfluß der kurzen Windwellen entrückt sind. Wir ersehen 
aus der Flutkurve von Sydney (Fig. 61), daß die in Frage stehenden 
Wellen durchaus nicht mächtig genug sind, den Wechsel der Gezeiten 
zu unterdrücken, sondern nur als untergeordnete Störungen erscheinen, 
die der Kurve ein gezähntes Aussehen verleihen. Am 1 4. August war 
die Kurve noch ziemlich regelmäßig; am 15. August nach 2 Uhr 
morgens begann die Wellenbewegung, gegen 7 Uhr trat die Haupt- 
störung ein: eine Welle von etwa 1 / 2 m Höhe und einer Periode 
von 40 Minuten. Dann folgten bis zum 19. August noch eine ganze 
Reihe von Oszillationen mit gelegentlichen Ruhepausen; die Zahl 
sämtlicher Wellen belief sich auf ungefähr 170. Das großartigste 
Ereignis dieser Art, das die Geschichte kennt, was die Krakatauwelle 
im August 1883. Sie folgte dem Ausbruch des Krakatauvulkans in 



x F. v. Hochstetter 5 und Geinitz 6 haben die LAGRANGE'sche Formel 
benutzt, um aus den Flutwellen von Arica und Iquique die damals noch ganz 
unbekannte mittlere Tiefe des Großen Ozeans zu berechnen. Das Ergebnis 
scheint nicht weit von der Wahrheit abzuweichen, weil der Meeresboden zwischen 
Amerika und Hawaii ziemlich flach ist. Bei wechselnder Tiefe muß es nach 
Davison stets zu klein ausfallen. 



Die Wellenbewegung 299 



der Sundastraße und überschwemmte nicht bloß vorheerend alle 
benachbarten Küsten und machte sich im ganzen Umkreis des 
Indischen Ozeans bemerkbar, sondern trat auch in den Atlantischen 
Ozean ein, wo sie an so entfernten Orten, wie in Südgeorgien, an 
der Panamaenge und an der französischen Küste (Kochefort) von den 
Flutmessern verzeichnet wurde. 

Da nicht alle Erdbeben in Küstengegenden und auch nicht alle 
Seebeben von derartigen benthonischen Transversalwellen begleitet 
werden, so müssen diese an besondere Bedingungen geknüpft sein. 
Man hatte früher an plötzliche Einstürze auf dem Meeresgrund 
gedacht, nach denen das Wasser von allen Seiten hindrängt, aber 
kein einziger zuverlässiger Schiffsbericht läßt eine derartige Deutung 
ungezwungen zu. Rudolph, der sich auf Beobachtungen bei den 
großen Sprengarbeiten im Hafen von San Francisco stützt, sieht die 
Ursache in vulkanischen Eruptionen auf dem Meeresboden und in den 
damit verbundenen Gas- und Dampfexplosionen, während Kbümmel 
derartige Vorkommnisse zwar nicht leugnet, aber die Mehrzahl jener 
großen Wellen oder Wogen, wie er sie zu nennen vorzieht, auf 
unterseeische Bergschlipfe und ähnliche Folgeerscheinungen von See- 
und Erdbeben zurückführt. 

Stehende Wellen. Plötzliche Anschwellungen des Wassers an 
den Ufern ohne sichtbare Ursache kommen in Binnenseen aller 
Größen 7 und in mehr oder weniger abgeschlossenen Meeresteilen 
häufig vor. Man nennt sie im Genfer See Seiches — ein Name, 
der sich jetzt allgemein für diese Erscheinungen eingebürgert hat x — . 
an der Ostsee Seebär (Verstümmelung von Bare = Woge), an der 
sizilianischen Küste Marrobbio, in Nord- 
spanien Res aca, in den engen dalmatinischen 
Gewässern Gaiola usw. Soweit es sich um 
die Seiches der Binnenseen handelt, kann das 
Problem — dank besonders den Bemühungen 
Fokel's 8 und Chkystal's 9 — als gelöst be- 
trachtet werden. Rasche Veränderungen des ^ v ^ 
Luftdruckes, plötzliche Windstöße von den Fig. 62. Stehende Wellen. 
Bergen herab, Stürme und andere gewaltsam, 

aber lokal wirkende atmosphärische Störungen rufen sowohl in der Längs- 
wie in der Querachse des Genfer Sees stehende Wellen hervor, 
eine eigentümliche Schaukelbewegung des Wassers, so daß das Niveau, 
während es an dem einen Ufer steigt, an dem entgegengesetzten fällt. 

x Graf E. Zeppelin hat in der Geographischen Zeitschrift (1901, 8. 104) 
dafür dfcn deutschen Ausdruck „Laufen" vorgeschlagen. Ich würde, wenn man 
schon verdeutschen will, den Ausdruck „Schaukehvelle" vorziehen. 




300 Das Meer 



Wird bei B in Fig. 62 ein plötzlicher Druck ausgeübt, so nimmt 
der Seespiegel [AKB) die Form Ä KB', dann die Form Ä" KB' an, 
wie die Wasseroberfläche in einem Gefäß , das man bald auf die 
eine, bald auf die andere Seite neigt. Dieses Spiel kann sich stunden- 
lang wiederholen. K ist der Ruhepunkt oder Knoten; die Mehrzahl 
der Seiches sind wohl einknotige (uninodale) Wellen von dem oben be- 
schriebenen Typus, doch kommen auch zweiknotige (binodale) vor, 
bei denen sich der Spiegel A CB in Ä C B', dann in A" G" B" usw. 
deformiert. 

Ob auch auf jene marinen Flutwellen, die ihrem ganzen Wesen 
nach nicht als Dünung gedeutet werden können, entweder weil ihre 
Periode zu lang ist, oder weil sie (wie der baltische Seebär) nach 
kurzer Zeit ebenso plötzlich verschwinden, wie sie erschienen waren, 
— ob, sage ich, auch auf diese Wellen die Seichestheorie in ihrem 
ganzen Umfang Anwendung findet, muß noch als offene Frage gelten. 
Nur so viel darf als sicher betrachtet werden, daß jene Wellen nicht 
Erdbeben, sondern ebenfalls, atmosphärischen Einflüssen ihr Dasein 
verdanken. Für- den Seehär hat E. Chednek diese Ursache wenigstens 
sehr wahrscheinlich gemacht. 10 

Eine befriedigende Erklärung haben durch die Seichestheorie die 
rätselhaften Bewegungen im Euripus gefunden. 11 Nach den Wasser- 
standsbeobachtungen im Nordhaien von Chalkis treten zur Zeit der 
Mondviertel anstatt der regelmäßigen Gezeiten innerhalb 12 Stunden 
8 — 9 Wellen mit einer Durchschnittshöhe von 5 — 6 cm und einer 
mittleren Periode von l h 25 m auf; diese letztere stimmt, wie die 
Seichestheorie es verlangt, mit den Dimensionen des talantischen 
Euripus gut überein. x Im Südhafen sind die Niveauschwankungen 
permanent; man zählt in 12 Stunden 7 — 8 Wellen von 8 — 18 cm 
Höhe und einer mittleren Periode von l h 36 m . Sind auch diese 
letzteren stehende Wellen, so muß man sich den chalkidischen und 
eretrischen Euripus als ein einheitlich bewegtes Becken vorstellen, 
um die nötigen Maße zu erhalten. 

Interne Wellen. 12 Mit diesem seltsamen Phänomen haben uns 
erst die Untersuchungen der letzten Jahre in den nordischen Ge- 
wässern bekannt gemacht, obwohl die Klagen der norwegischen 
Seeleute über das „Totwasser", das ohne sichtbare Ursache den 
Gang des Schiffes verlangsamt und die Steuerung unmöglich macht, 
schon- alt sind. Auch in diesem Fall haben wir es mit echten 



x Nach der Seichesformcl ist die halbe Schwingungsdauer (in Sekunden) 

l 
t = —==^ : l = Länge des Beckens (in m), h = seine mittlere Tiefe (in m), g (Be- 

Ygh 
schleunigung der Schwere) = 9,806. 



Das Meerwasser 301 



Gravitationswellen zu tun, aber sie bewegen sich nur in den tieferen 
Meeresschichten und verraten sich durch einen deutlichen wellen- 
förmig auf- und absteigenden Verlauf der Linien gleichen Salzgehalts 
und gleicher Temperatur. An der Oberfläche sind sie kaum merkbar, 
und das Tal befindet sich hier stets über dem internen Berg, der 
Oberflächenberg stets über dem internen Tal. Auch auf die internen 
Wellen findet die Theorie von Helmholtz Anwendung, denn sie treten 
nur dort auf, wo sich das Wasser durch rasche Temperaturabnahme 



Oberfläche 




Fig 63. Interne Wellen nach W. Ekman. 

oder Salzgehaltszunahme deutlich schichtet, und Ober- und Unter- 
schicht sich wie verschiedene Flüssigkeiten verhalten. Tritt eine 
plötzliche Störung des hydrostatischen Gleichgewichts ein, so nimmt 
ihre Trennungsfläche (wie bei den kapillaren Wellen der Oberfläche, 
vgl. S. 292) eine wellige Gestalt an. Auch interne stehende Wellen 
sind nachgewiesen worden; vielleicht stehen damit manche Wellen- 
furchen oder Rippelmarken auf dem Boden von Binnenseen und 
seichter Litoralzonen der Meere in ursächlicher Verbindung. 

Literaturnachweise. * G. Schott, Wissenschaftliche Ergebnisse einer 
Forschungsreise zur See 1891 und 1892; Gotha 1893 (109. Ergänzungsheft zu 
Petermann's Mitteilungen). — 2 A. Paris in der Revue maritime et coloniale; 
Paris 1871, Bd. XXXI, S. 111. — 3 V. Cornish in Symons' Meteorologioal 
Magazine 1901, S. 56. — 4 E. Eüdolph, zit. S. 277. — 5 F. v. Hochstetter in 
Petermann's Mitteilungen 1869, S. 222. — 6 E. Geinitz, ebenda 1877, S. 454. — 
7 Vgl. A. Endrös, Vergleichende Zusammenstellung der Hauptseichesperioden 
der bis jetzt untersuchten Seen, in Petermann's Mitteilungen 1908. — 8 F. A.Forel, 
Die Formel der Seiches, in den Archives des Sciences; Genf 1876 und 1885. — 
9 G. Chrystal, On the Hydrodynamical Theory of Seiches, in den Transactions 
of the R. Society of Edinburgh 1905. W. Halbfass hat den heutigen Stand der 
Seichesforschung in der Zeitschrift der Gesellschaft für Erdkunde zu Berlin 
1907, S. 5, dargelegt. — 10 R. Credner, Über den Seebär der westlichen Ostsee, 
im Jahrbuch der Geographischen Gesellschaft in Greifswald 1 887 — 88. S. Günther, 
Über die rhythmischen Schwankungen des Spiegels geschlossener Meeresbecken, 
in den Mitteilungen der Geographischen Gesellschaft in Wien 1888. B. Doss, 
Über ostbaltische Seebären, in Gerland's Beiträgen zur Geophysik, Bd. Vi 11. 
1907. — " O. Krümmel, Das Problem des Euripus, in Petermann's Mitteilungen 
1888. — , 12 V. W. Ekman, On Dead-Water, in F. Nansen, The Norwegian North 
Polar Expedition, Bd. V. 



302 



Das Meei 



Die Gezeiten. 1 
Das Meeresniveau ist einem periodischen Schwanken unterworfen, 
indem es innerhalb eines Mondtages von 24 h 50 m zweimal fällt und 
zweimal steigt. * Nachstehende Fig. 64 versinnlicht uns' Beobachtungen 
am Pegel von Cuxhaven zwischen 5 h früh und 8 h abends. Der 
höchste Wasserstand (Hochwasser) tritt ein^ wenn der Mond den 
Meridian des Ortes passiert (obere Kulmination) und wenn er 180° 
davon entfernt ist (untere Kulmination), das Niedrigw asser aber 
ungefähr zur Zeit des Mondauf- und -Unterganges. Daher hatte 
Cuxhaven am 19. August 1866 Hochwasser früh und abends, und 
Niedrigwasser mittags und um Mitternacht, während sieben Tage 



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Fig\ 64. Gezeiten zu Cuxhaven. 



später der umgekehrte Fall eintrat. Das Steigen des Wassers nennt 
man' Flut, das Fallen Ebbe; beide Bewegungen zusammen Tiden 
oder Gezeiten. Aus dem angeführten Beispiel ersieht man, daß 
die Zeitdauer von Ebbe und Flut nicht immer gleich ist, und daß 
Hoch- und Niedrigwasser nicht immer den gleichen Punkt am Pegel 
berühren. Ebenso ändert sich der Hub oder der Höhenunterschied 
zwischen Hoch- und Niedrigwasser. 

Theoretische Gezeiten. Nach New^ton's Gravitationsgesetz üben 
alle Körper Anziehungskraft aus, die im geraden Verhältnis zu ihrer 
Masse und im umgekehrten zum Quadrat ihrer Entfernung steht. 
So wird nicht bloß der Mond von der Erde, sondern auch die Erde 
vom Mond angezogen; und die Gezeitenbewegung wäre eine ebenso 
einfache wie regelmäßige Erscheinung, wenn die Erde flüssig oder 
von einem Meer von gleichmäßiger Tiefe bedeckt wäre, das den 
anziehenden Kräften sofort Folge zu leisten vermöchte. Fig. 65 



Die Gezeiten 



303 



stellt diesen Fall dar. Der Mond (M) befindet sich 15° nördlich 
vom Äquator, und es ist zunächst seine Wirkung auf den Erddurch- 



-M 




Fig. 65. Erddurchschnitt zur Erläuterung der Entstehung- der Gezeiten. 
Pn = Nordpol, Ps = Südpol, AQ = Äquator. 

messer ZCN zu untersuchen. Da er 60 Erdradien von dem Mittel- 
punkt der Erde entfernt ist, so ergeben sich für seine Anziehungs- 
kraft folgende Maße: 



Für C 



X 



1 

6Ö 1 " 

1 
59 2 

1 
61 2 



= 0,00027778 
= 0,00028727 
= 0,00026875 . 



Die Unterschiede Z — G und C — A T betragen 0,00000949 bzw. 0,00000903, 
sind also nahezu gleich groß und können dem Wert —3- oder all- 
gemein -^- (wenn d, die Entfernung der Erde von dem fluterzeugenden 

Himmelskörper, in Erdhalbmessern ausgedrückt wird) gleich gesetzt 
werden. Unter der Einwirkung des Mondes tritt im Durchmesser 
ZGB eine Streckung ein, indem Z ebensoweit von C, wie C von 
N entfernt wird; da aber der starre Erdkörper an dieser Streckung 
nicht teilnimmt, so entfällt das ganze Plus auf die Wasserhülle, und 
ihre höchste Erhebung über ihr früheres Niveau findet an zwei 
Punkten statt: an jenem, der den Mond im Zenit hat (Z), und an dem 
antipodischen Punkt (Nadir, iV). Auf der Ungleichheit der An- 
ziehung, d. h. auf der Differenz -73- beruht also die fluterzeugende 



304 



Das Meer 



Kraft jedes Himmelskörpers; sie ist umgekehrt der dritten 
Potenz seiner Entfernung, anderseits aber, wie die Anziehung, 
direkt seiner Masse proportional. Aber nicht bloß Z und N 
unterliegen der Anziehungskraft des Mondes, sondern auch die ganze 
übrige Wasseroberfläche, nur werden ihre Teilchen nicht bloß von C 
entfernt, sondern auch nach Z und N hinübergezogen (z. B. d nach <1')\ 
ihre Bewegung setzt sich aus einer vertikalen und einer horizontalen 
Komponente zusammen, und die letztere nimmt immer mehr auf 
Kosten der vertikalen zu, je weiter man sich von Z und N entfernt. 
In dem größten Kreis, der 90° von Z und N absteht {HH), scheiden 




Fig. 66. Karte der Gleichgewichtsgezeiten nach G. H. Daewin. 1 

Linien gleicher Niveauerhöhung. 

Null-Linie (keine Niveauveränderung). 

Linien gleicher Niveauerniedrigimg. 

sich die Horizontalbewegungen nach Z und N hin, hier tritt also 
nur Niveausenkung, d. h. eine rein vertikale Bewegung ein, die aber 
im Gegensatz zu Z und N nach abwärts gerichtet ist. Das End- 
ergebnis ist die Umformung der ursprünglichen Kugeloberfläche 
— von der Abplattung sehen wir hier ab — in ein Flutellipsoid, 
dessen größte Achse in die Ebene der Erd- und Mondmittelpunkte 
fällt. Setzen wir die Maximalerhöhung des Wasserspiegels über 
das ursprüngliche Niveau = 2, so beträgt die Maximalerniedrigung 
unter jenes Niveau 1; dieser Unterschied erklärt sich daraus, daß 
sich die erstere nur auf zwei Punkte (Z und N) beschränkt, während 
die letztere längs eines größten Kreises stattfindet. Der absolute 
Wert der Maximalerhöhung ist aber sehr gering, denn sie findet 
naturgemäß dort ihre Grenze, wo sich die Anziehungskraft des 
Mondes und die Schwerkraft der Erde das Gleichgewicht halten. 
Sie berechnet sich auf 375 mm, die Maximalerniedrigung somit auf 



Die Gezeiten 305 



188 mm und die gesamte Hubhöhe auf 375 -f 188 = 563 mm. In 
unserer Fig. 65 ist die Darstellung, um deutlich zu sein, enorm über- 
trieben; das Meer ist 200 mal zu tief, und die Deformation durch 
die Mondflut 1 millionmal zu groß. Eine richtige Vorstellung von 
der Umformung gewinnt man erst aus Fig. 66. Die Linien gleicher 
Niveauerhöhimg und gleicher Niveauerniedrigung sind hier in Ab- 
ständen von 1 / 2 eingezeichnet, die Erhöhung in Z und N zu 2 an- 
genommen. Auf jeder Halbkugel sehen wir zwei flache Wasserkegel, 
.deren Gipfel Z und N sind, und die, dem sclieinbaren Mondumlauf 
folgend, in 24 h 50 ni einmal die Erde umkreisen. Wir können uns 
auch das System ruhend vorstellen und annehmen, in dem genannten 
Zeitraum umwandere ein Beobachter beispielsweise im 30. nörd- 
lichen Parallel die Erde (vgl. Fig. 66). Er beginne im W in der 
tiefsten Depression 1, steigt dann den Kegel der Nadirflut (TV) hinan 
bis zur Höhenlinie 1 / 2 , dann wieder abwärts bis zur Depression \, 
dann aufwärts auf dem Kegel der Zenitflut (Z) bis zur Höhe von 
ungefähr l 1 /^, endlich wieder abwärts zur Depression, von der er 
ausgegangen war. In jedem Parallel stellen die Gezeiten eine flache 
Doppelwelle dar, deren absolute Höhen sich aus den angeführten 
Relativwerten ergibt: 

Nadirflut Zenitflut 
Wellental unter dem ursprünglichen Niveau . . . 188 188 mm 

Wellenberg über „ „ „ . . . 94 234 

Hubhöhe 282 422 

Die Hubhöhe der Zenitflut ist also in dem angenommenen Fall 
140 mm höher als die der Nadirflut; man nennt diesen Unterschied 
die tägliche Ungleichheit. Infolge der Neigung der Mondbahn 
gegen die Aquatorialebene verschieben sich die Zenit- und Nadir- 
fluten im Lauf eines Monats zwischen 28° N und 28° S, und damit 
wechselt auch die tägliche Ungleichheit. Sie verschwindet nur dann, 
wenn der Mond im Äquator steht. 

Außer dem Mond übt auch die Sonne eine fluterzeugende 
Kraft aus, die aber um mehr als die Hälfte kleiner ist als die 
unseres zwar viele millionenmal kleineren, aber beträchtlich näheren 
Trabanten x Die Sonnenkegel steigen nur 164 mm über das ur- 
sprüngliche Niveau an und die Depression senkt sich nur 82 mm 
darunter hinab; die Hubhöhe der Sonnenflut beträgt somit 246 mm. 



x Setzen wir die Masse der Erde = 1 und drücken wir die Entfernungen 
der beiden Himmelskörper in Erdradien aus, so verhält sich ihre fluterzeugende 
Kraft 

0,01235 > 328 500 
60 3 : 23312 
Supan, Physische Erdkunde. 5. Aufl. 20 



Mond : feonne = — 3 : - = 0,000000057 : 0,000000026 = 2,2 : 1 . 



306 



Das Meer 



In 24 h umkreisen zwei Sonnenwellen und in 24 h 50 m zwei Mond- 
wellen von Ost nach West die Erde. Mond- und Sonnenwelle ver- 
einigen sich zu einer einzigen Welle , deren Höhe und Eintrittszeit 
von der wechselnden Stellung beider Gestirne zueinander abhängt 
(Fig. 67). In der Phase des Neumondes passieren sie gleichzeitig 
den Meridian, und das Sonnenhochwasser tritt gleichzeitig mit dem 
Mondhochwasser ein. Das wirkliche Hochwasser stellt die Summe 
beider dar, und ebenso das wirkliche Niedrigwasser die Summe 
beider Niedrigwasser. Der umgekehrte Fall tritt im ersten Viertel 



VaJlmoit.1 ( Erde ] A. Xenon«,™! 






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'» 




Fig. 67. Mondphasen. 

ein; wenn A Sonnenhochwasser hat, hat es Mondniedrigwasser und 
umgekehrt, und die wirklichen Gezeiten sind gleich dem Unterschied 
der Mond- und Sonnentiden. Zur Zeit des Vollmondes trifft die 
untere Kulmination des Mondes mit der oberen der Sonne zu- 
sammen, und das Eesultat ist dasselbe wie bei Neumond. Inner- 
halb eines Monats erreicht also die Hubhöhe zweimal ihren höchsten 
(Springtiden) und zweimal ihren niedrigsten Wert (taube oder 
Nipptiden*); die Übergänge zwischen diesen Extremen stellt Fig. 68 
dar. Die Springflut steigt zu 563 + 246 = 809 mm, die taube Flut 
aber nur bis 563 — 246 = 317 mm an. Den Unterschied zwischen 
den Hubhöhen zur Zeit der Syzygien und Quadraturen nennt man 
die halbmonatliche Ungleichheit. 



x Der Ausdruck „Nipptiden" ist eine Verstümmelung der englischen Be- 
zeichnung neap tides. Die ursprüngliche Bedeutung der neap zugrunde liegen- 
den niederdeutschen Wurzel ist „schwach". 



Die Gezeiten 



307 



Wie die lunaren, so verschieben sich- auch die solaren Flut- 
kegel, aber nur zwischen 23^2 ° N und S, und dieser Wechsel vollzieht 
sich erst im Lauf eines Jahres. Endlich hängt die fluterzeugende 
Kraft beider Himmelskörper auch von ihrer wechselnden Entfernung 
von der Erde ab. Die Mondflut schwankt nach der theoretischen 
Berechnung zwischen 647 und 465 mm, die Sonnenflut nur zwischen 
259 und 234 mm. Die höchste Springflut ist also 906, die niedrigste 




Monxlflutwdle 

S oniuiif IuHvt IK- 
Combinii-tc Flutwelle 



Fig. 68. Sonnen- und Mondwelle. 

taube Flut 231 mm. Diesen Unterschied nennt man die parallak- 
tische Ungleichheit. 

Fassen wir das bisher Gesagte noch einmal in Kürze zusammen. 
Die Hubhöhe und die Eintrittszeit des Hochwassers hängen ab: 
1. von der Stellung des Mondes zur Sonne, 2. von der Deklination 
beider Gestirne, und 3. von ihrer Entfernung von der Erde. Die 
theoretischen Gezeiten ändern sich ferner mit der Breite. Am 
Äquator findet keine tägliche Ungleichheit statt, unter den übrigen 
Breiten aber nur dann nicht, wenn die Deklination von Mond und 
Sonne = ist. Jenseits der Breiten 28° N und S nimmt die Hub- 
höhe stetig gegen die Pole ab. An den Polen selbst wechseln Ebbe 
und Flut innerhalb eines halben Monats einmal. 

Wirkliche Gezeiten. Die Bedingungen, die die Gleichgewichts- 
theorie stellt, werden in der Natur nicht erfüllt. Die Trägheit ge- 

20* 



308 Das Meer 



stattet dem Wasser nicht, den anziehenden Kräften sofort Folge zu 
leisten. Die Ungleichmäßigkeit der Meerestiefen erlaubt es ferner 
der Flutwelle nicht, mit dem scheinbaren täglichen Umlauf der 
Sonne und des Mondes gleichen Schritt zu halten. Von noch ent- 
scheidenderem Einfluß ist die Unterbrechung der ozeanischen Fläche 
durch Festlandsmassen, und die theoretischen Entwicklungen von 
Newton und Laplace, die von der Voraussetzung einer allgemeinen 
Meeresbedeckung ausgehen, haben insofern keinen praktischen Wert, 
als sich daraus für keinen Küstenpunkt Hubhöhe und Eintrittszeit 
des Hochwassers rechnerisch ableiten lassen. 

Die Hubhöhe entspricht im ozeanischen Gebiet nur an einigen 
landfernen Inseln annähernd den von der Gleichgewichtstheorie ge- 
forderten Werten, aber daneben gibt es wieder, anscheinend unter 
gleichen Verhältnissen, -Inseln mit viel höheren Beträgen. So finden 
wir z. B. im Atlantischen Ozean folgende Höhen für die Springflut: 
Südgeorgien 0,8$ St. Helena 0,9, Ascension 0,6, dagegen Madeira 2,i ; 
Azoren 1 — 1,5 m. Im Großen Ozean bestehen ähnliche Gegensätze. 
Von wesentlichem Einfluß ist die Küstengestaltung; die Gezeiten- 
bewegung verhält sich ähnlich wie die Windwellen. Besonders 
günstig erweisen sich dreieckige Buchten, deren Boden allmählich 
ansteigt, indem hier die Flutwelle an Höhe gewinnt, was sie an 
Breite verliert. So sind an der europäischen Küste besonders der 
Bristolkanal und die Bai von St. Michel durch hohe Flutwellen! 
(15,9 bzw. 11 m) • ausgezeichnet, und in der amerikanischen Fundybai 
erreicht sogar der normale Hub 15 — 16 m. In trichterförmige Fluß- 
mündungen eindringend, schiebt sich das schwere Salzwasser keil- 
förmig unter das Flußwasser ein, so daß dieses tatsächlich einige 
Stunden aufwärts fließt. Die Vorderseite der Flutwelle ist hier be- 
sonders steil, so daß die Flut kürzer dauert als die Ebbe. Schwellen 
günstige orographische Verhältnisse die Fluthöhe beträchtlich an 
und finden sich ausgedehnte Untiefen vor, so entwickelt sich die 
imposante, aber gefährliche Flutbrandung x (Bore des Ganges, 
Mascaret der Seine vor ihrer Eegulierung, Pororoca des Amazonen- 
stroms: besonders großartig im chinesischen Tsientangkiang bei 
Hangtschou). In mächtiger Brandung stürzt sich das Wasser über 
die flachen Uferbänke, während in der Mitte des Stromes die Flut- 
welle als ungebrochener mauerartiger Wall aufwärts fortschreitet. 
Die Flutgrenze, an der die Gezeitenbewegung aufhört, ist die 
eigentliche Grenze zwischen Fluß und Meer; an ihr haben sich 
zahlreiche der bedeutendsten Handelsstädte entwickelt. Die Länge 



Auch Sprungwelle oder Stürmer genannt. 



Die Gezeiten 



309 



der Flußstrecke zwischen der Flutgrenze und der Mündung, des 
sogenannten Flußgeschwelles, beträgt z. B. bei der Weser 67, 
bei der Elbe 148, in den Hauptarmen des Ganges ungefähr 250, 
am Jangtsekiang 500, am Amazonas sogar 870 km. 

An den Gezeiten nehmen aber nur die ozeanischen Flüsse teil. 
In den Binnenmeeren ist die Hubhöhe so gering, daß man ihnen 
dies Phänomen früher sogar ganz abgesprochen hat. Im Mittel- 
ländischen Meer sinkt sie z. B. von 1,2 m in Gibraltar auf 0,u in 
Genua, 0,3 in Lipari und 0,06 m in Korfu; nur in den Syrien erreicht 




Fig. 69. Gezeiten zu Liverpool nach Lentz. 




Fig. 70. Gezeiten zu Petropawlowsk nach Lentz. 2 



sie 1,83 m. Am Eingang in die Ostsee beträgt sie noch 0,3 m, in 
Kiel aber nur mehr 0,07 m und jenseits Rügen sogar nur einige mm, 
erhebt sich jedoch im Finnischen und Bottnischen Busen wieder 
bis auf 0,05 m. Bei Chicago am Michigansee erreicht die Springflut 
0/>7 m. Es muß übrigens nochmals betont werden, daß auch Stürme 
den Wasserstand wesentlich beeinflussen, indem sie Wasser zur 
Küste hintreiben (Windstau) oder von ihr entfernen; die beobachtete 
mittlere Hubgröße ist also nicht allein das Resultat der Gezeiten- 
bewegung. 

Auch die periodischen Veränderungen der Hubhöhe voll- 
ziehen sich nicht überall in gleicher Weise. So ist z. B. im nord- 
atlantischen Ozean die halbmonatliche Ungleichheit an der ameri- 



310 Das Meer 



kanischen Seite nur halb so groß als an der europäischen. Die 
tägliche Ungleichheit ist an beiden Gestaden gering; am amerika- 
nischen wächst sie aber rasch nach S zu, und im Golf von Mexico 
ist die kleine Ebbe schon völlig verschwunden, und innerhalb 
24 Stunden wechseln Flut und Ebbe nur einmal. Solche Eintagstiden 
haben auch die Golfe von Tongking und Siam und das Meer von 
Formosa bis Java und Sumatra; anderseits gibt es auch Küsten- 
punkte, wo sich die Hochwässer in Zwischenräumen von weniger 
als 12 Stunden wiederholen, wie z. B. an der Taymündung an der 
schottischen Ostküste. Im nordpazifischen Ozean ist die tägliche 
Ungleichheit ebenfalls kräftig entwickelt, wie der Vergleich der 
Fig. 69 und 70 lehrt. Die halbmonatliche Ungleichheit ist an beiden 
Orten gut erkennbar, die tägliche ist aber in Liverpool (nordatlan- 
tischer Typus) kaum merkbar, obwohl der Mond am 1. Mai 1869 
das Maximum der Deklination erreichte, dagegen sehr bedeutend in 
Petropawlowsk (nordpazifischer Typus), obwohl die Monddeklination 
am 21. Juni 1828 = war. x Bis zum 19. Juni war hier das vor- 
mittägige Hoch- und Niedrigwasser größer, vom 19. Juni an aber 
das nachmittägige. Man beachte auch, wie sich an beiden Orten**' 
die Eintrittszeiten von Hoch- oder Niedrigwasser allmählich ver- 
schieben. 

Ebenso große Unregelmäßigkeit, wie in bezug auf die Hubhöhe, 
herrscht in bezug auf die Hafenzeit. Man versteht darunter die 
Uhr zeit des Hochwassers an den Vollmond- und Neumondtagen, also 
an jenen Tagen, an denen es eigentlich um 12 h eintreten sollte. Wir 
werden einige dieser Unregelmäßigkeiten sogleich kennen lernen; 
hier sei nur darauf hingewiesen, daß — wie J. P. van der Stok 
bemerkt hat — von Hafenzeit nur dort die Rede sein kann, wo der 
Theorie gemäß die Mondflut stärker als die Sonnenflut ist. Gerade 
das Entgegengesetzte trifft aber für die meisten Teile des Pazifischen 
und für viele Teile des Indischen Ozeans zu. Wie Hochwasser 
und Mondkulmination, so differieren zeitlich auch Springfluten und 
Syzygien; die ersteren verspäten sich im Atlantischen Ozean um 
1 / 2 bis 2 1 / 2 Tage, in Toulon treten sie aber um 4 3 / 4 Stunden zu 
früh ein. 

Wellentheorien. Whewell war der ergte, der seine Theorie 
den beobachteten Hafenzeiten anzupassen suchte. Wenn man die 
gleichen Hafenzeiten, bezogen auf den Meridian von Greenwich, 
durch Linien (Cotidal lines, Flutstunden- oder bloß Flutlinien) mit- 



x Die tägliche Ungleichheit ißt nach der Theorie proportional dem Sinus 
der doppelten Deklination. 



Die Gezeiten 311 



einander verbinde, so müssen diese — das war Whewell's Ansicht — 
die Kämme der fortschreitenden Flutwellen darstellen. Für seichtes 
Meer ist diese Annahme zulässig, aber die Verlängerung der Flut- 
linien in das offene Meer hinaus ist — wie der Autor später selbst 
zugab — lediglich ein Phantasiegemälde. Auch war Whewell der 
Ansicht, daß die Südsee die eigentliche Geburtsstätte der Gezeiten- 
bewegung sei, und die Flutwelle erst von da aus in den Atlantischen 
Ozean eindringe, und suchte damit die Verspätung der Springtiden 
zu erklären. Aber auch diese Hypothese ist durch die Erfahrung 
widerlegt, daß nicht nur Binnenmeere, wie das. Mittelländische und 
die Ostsee, sondern auch von aller ozeanischen Verbindung ab- 
geschlossene große Becken, wie der Michigansee, Ebbe und Flut 
besitzen. 

Einen bedeutsamen Fortschritt bezeichnet Airy's Kanaltheorie 
(1842), die uns zuerst den maßgebenden Einfluß der Keibung auf 
das Gezeitenphänomen würdigen gelehrt hat. In einem gleichmäßig 
tiefen Kanal erzeugt die Anziehungskraft des Mondes eine Welle 
von der Periode eines halben Mondtages und von der Länge eines 
halben Erdumfangs, die Höhe ist aber abhängig von der Tiefe des 
Kanals und 'steht zu dieser im geraden Verhältnis. Je nachdem 
der Kanal in einem größten Kreis am Äquator oder an meridionaler 
Richtung oder in einer Zwischenrichtung oder in einem kleinen 
Kreis, -z.B. längs eines Parallelkreises verläuft, gestalten sich die 
Wellen verschieden, und die tatsächliche Meeres^edeckung läßt sich 
annäherungsweise auf ein System solcher verschiedener Kanäle 
zurückführen. Sobald sich an irgend einer Stelle des Kanals die 
Breite oder Tiefe ändert, so daß die primäre Welle und ihre Fort- 
bewegung gehemmt ist, entsteht als Ausdruck der neuen Gleich- 
gewichtsstörung eine sekundäre Welle von derselben Periode wie 
die primäre, aber von verschiedener Länge,, die, weil sie unter allen 
Umständen die Tiefe weit übertrifft, nach der LAGRANGE'schen 
Formel im direkten Verhältnis zur Tiefe steht. x 

Die Annahme regelmäßiger Kanäle ermöglicht die Rechnung, 
entspricht aber natürlich nicht den Formen der Meeresbecken. 
Trotzdem läßt sich diese Theorie bis zu einem gewissen Grad auch 
auf die natürlichen Verhältnisse anwenden; jedenfalls ist sicher, daß 
die an den Küsten beobachteten Gezeiten, wenn sie wirklich fort- 
schreitende Wellen sind, nur sekundäre Wellen sein können. 



x Mau nennt die primären Wellen auch .gezwungene, weil sie unter 
dei unmittelbaren Herrschaft der wellenerzeugenden Kraft stehen, die sekun- 
dären dagegen freie. Windseen sind z. B. gezwungene, Dünungen freie Wellen. 



312 Das Meer 



Darauf baute Borgen weiter (1884). Die atlantischen Hafen- 
zeiten x deuten an, daß die Flutwelle von S nach N fortschreitet. 
Zwei Orte im N und S mit gleicher oder ähnlicher Hafenzeit, wie 
z. B. S. Francisco in Brasilien und Barra Head in Schottland, sind 
dann, wie man annehmen darf, nur eine Wellenlänge voneinander 
entfernt. Stimmt die wirkliche Entfernung mit der aus der Periode 
und der mittleren Tiefe berechneten überein oder doch wenigstens 
nahezu überein, so wird man für jene Annahme eine wesentliche 
Stütze gewonnen haben. Keeidel 3 glaubte sogar, daß es einst mög- 
lich sein werde, aus den Tiefen und Hafenzeiten die Lage der Flut- 
linien im offenen Ozean zu berechnen; für die südatlantische ^Uhr- 
Linie hat er einen solchen Versuch bereits gewagt, der aber wegen 
unzulänglicher Beobachtungen, und weil der Begriff der Hafenzeit 
nicht allgemein anwendbar ist, als gescheitert betrachtet werden muß. 

Im Gegensatz zu dieser Theorie fortschreitender Gezeitenwellen 
faßt eine neuere die Gezeiten als stehende Wellen auf. Sie suchte 
zunächst der eigenartigen Entwicklung des Tidenphänomens im nord- 
atlantischen Ozean x gerecht zu werden. Die Hubhöhe ist selbst 
unmittelbar am ozeanischen Gestade überraschend hoch, und auf 
der Ostseite höher als an der westlichen, während in der südhemi- 
sphärischen Hälfte das umgekehrte Verhältnis stattzuhaben scheint. 
Die Hafenzeit verspätet sich an der Ostküste von Süd nach Nord 
immer mehr, als ob die Flutwelle in dieser Richtung fortschreiten 



X 



Ans den Gezeitentafeln für 1909 wurden nur Orte mit möglichst freier 



Lage gewählt. Die Hafenzeiten sind, um vergleichbar zu sein, auf G 


reen- 


wicher Zeit reduziert. 


Die Hubhöhe bezieht 


sich auf die Springzeit. 






Westk 


üste 






Ostküste 




Breite 


Ort 


Hafen- 


Hub 


Ort 


Hafen- 


Hub 






zeit 


m 




zeit 


m 


56,° X 


Naiu .... 


ll h 


16 in 


2,o 


Barra Hd . 


6 h 15 m 


3,4 


51 


Kripon 


10 


47 


1,5 


Valentia . . . 


4 23 


3,4 


47 


St. John's . . 


11 


01 


1,2 


Insel Hoedic 


3 40 


4,6 


43 


Sable Island . 


10 


30 


1,1 


Socoa . . . \ 


3 35 


3,3 


41 


Blockinsel . . 





27 


1,1 


Oporto .... 


3 04 


3,0 


35—37 


Hatteras Inlet . 





17 


0,3 


Lagos (Portugal) 


2 23 


ö,5 


28 


Kap Canaveral 


1 


41 


1,3 


Gran Canaria . 


2 07 


3,o. 


13—14 


Barbados . . 


' 6 


58 


0,9 


Kap Verde . . 


8 53 


1,5 


6 


Surinam ... 


8 


41 


2,7—3,0 


Monrovia . . . 


6 43 


1,8 


4 


Cayenne . . . 


8 


01 


1,5 — 2,1 


Kap Palmas 


5 00 


1,2 


4—5 S 


Kanal S. Roque. 


6 


37 


2,3 


Loango . . . 


3 26 


2,t 


12—13 


Bahia , . . . 


6 


49 


2,2 


Benguela . . . 


2 51 


1,5—1,8 


26 


S. Francisco do Sri 


1 5 


44 


2,0 


Lüderitzbucht . 


1 27 


2,0 


34—36 


Kap S. Antonio 


1 


47 


1,1 


Tafelbai . . . 


1 26 


1,5 



Die Gezeiten 313 



würde , oder vielmehr als ob & w e i Wellen sich nach Norden 
bewegten, denn Orte, die um 60 — 70 Breitengrade voneinander ent- 
fernt sind, haben gleiche Hafenzeit. An der Westküste begegnen 
wir einer ähnlichen Anordnung nur bis zu den Antillen, an der 
Küste der Vereinigten Staaten tritt aber die Springflut überall 
nahezu gleichzeitig ein. Auf die ungleichmäßige Ausbildung der 
periodischen Gezeitenschwankungen an beiden Gestaden ist schon 
früher aufmerksam gemacht worden., 

Nach Fitzroy, Dove (1854) und Ferrel (1874) lassen sich die 
Gezeiten des nordatlantischen Ozeans durch die Annahme einer 
meridionalen stehenden Welle, einer Seiche im gro Bartigsten Maß- 
stab, erklären. Eine solche könnte unter günstigen Umständen 
durch Interferenz zustande kommen, indem die ursprüngliche, von 
den Gestirnen erzeugte Flutwelle von den Küsten zurückgeworfen 
würde. Das Wesen einer solchen stehenden Welle besteht — wie 
schon dargelegt wurde — darin, daß beide Ufer abwechselnd Hoch- 
und Niedrigwasser haben. Das amerikanische Gestade hat in der 
Tat nahezu überall gleichzeitig Flut, am' europäischen aber müßte 
sich nach der Ansicht Ferrel's die stehende Welle infolge der 
wechselnden Tiefenverhältnisse in eine fortschreitende verwandeln. 

Wir haben oben (S. 300) die Seichesformel kennen gelernt. Wir 
können berechnen, ob die Länge und die mittlere Tiefe des atlan- 
tischen Beckens mit der Periode der Flutwelle (12 h 25 in ) überein- 
stimmt, und danach den Wert der Theorie bemessen. Die Prüfung, 
die Borgen vorgenommen hat, ergab kein günstiges Kesultat. 

In neuester Zeit (1900) hat Harris 4 die Theorie der stehenden 
Gezeitenwellen auf das ganze Weltmeer ausgedehnt, indem er dieses 
in durchaus willkürlicher Weise in eine Keine verschieden gestalteter 
Schwingungsgebiete zerlegte, die sich zum Teil nicht einmal einseitig 
an das Festland anlehnen, so daß — wie Krümmel bemerkt — 
gerade die Grundbedingung aller Seichesentwicklung, die festen 
Wände fehlen. Damit soll aber nicht gesagt sein, daß stehende 
Wellen im Gezeitenphänomen überhaupt fehlen; sie können sich 
wohl infolge von Interferenzen aus fortschreitenden Wellen ent- 
wickeln und örtlich sogar eine große Bedeutung gewinnen. Dieses 
im einzelnen nachgewiesen zu haben, ist als ein bleibendes Verdienst 
von Harris anzuerkennen. 

Außer der Tiefe unterliegt die Flutwelle auch noch anderen 
Einflüssen. Zunächst der Ablenkung durch die Erdrotation, und 
es mag wohl damit zusammenhängen, daß im südatlantischen Ozean 
das Westufer, im nordatlantischen das Ostufer die bedeutendere 
Hubhöhe aufweist. Noch entscheidender, namentlich auf die Hafenzeit, 



314 



Das Meer 



wirken die verschiedenen Interferenzen ein. Solche entstehen 
dadurch, daß Mond- und Sonnenwelle durch die unregelmäßige Ge- 
stalt der Meeresräume in verschiedenen Richtungen einerseits ab- 
gelenkt, anderseits zurückgeworfen werden. Ein lehrreiches Beispiel 
bieten die britischen Gewässer 'und die Nordsee; die /Verteilung 
der Hafenzeiten in diesen Gegenden (.Fig. 71) hatte Whewell zuerst 
Veranlassung gegeben, Flutstundenlinien zu konstruieren, die aller- 
dings jetzt überholt sind. Die Flutwelle erreicht zuerst die iberische, 
dann die französische Küste, dringt dann einerseits in den britischen 




Fig. 71. Flutstundenlinien der Nordsee und der britischen Gewässer 

nach der Darstellung der Deutschen Seewarte. Die Flutstundenlinien 

geben die Hafenzeit nach Greenwicher Zeit an. 



Kanal und in den St. Georgskanal ein, anderseits läuft sie um Irland 
und Schottland herum und gelangt so auch von N her teils durch 
den Nordkanal in die Irische See, teils durch die Nordsee in das 
Meer zwischen England und Holland. So stoßen in der Irischen 
See und im Kanal Flutwellen aus entgegengesetzten Richtungen 
zusammen, und dazu kommt noch, daß die von W kommende Welle 
im Kanal durch die meridional streichende Küste von Artois an das 
englische Gestade zurückgeworfen wird. Das Ergebnis sind vielfache 
Interferenzen, die sich als solche schon dadurch dokumentieren, daß 
die Flutstundenlinien in keiner Beziehung zu der Meerestiefe stehen. 
In der Irischen See bilden sich zwei stehende Wellen, deren Knoten 
an den beiden Ausgängen liegen, desgleichen auch im Kanal im 



Die Gezeiten 315 



Meridian von Cherbourg und zwischen Holland und England. An 
der letztern Stelle kommt es zur Interferenz zweier stehender Wellen; 
dort, wo die Schwingungsknoten sich schneiden, herrscht Ruhe, und' 
die Flutstundenlinien gehen von da strahlenförmig aus. Harkis hat 
eine solche Anordnung eine Amphidromie genannt. 

Im flachen Küstenwasser erleidet die Flutwelle Umgestaltungen, 
die denen der akustischen Schwingungen völlig analog sind. Den 
Obertönen entsprechen die Oberfluten, den Koinbinationstönen die 
Kombinationsfluten. Außerdem zeigen an manchen Orten die 
von den Mareographen gezeichneten Flutkurven eigentümliche Kräuse- 
lungen, ähnlich denjenigen, die in Fig. 61 (S. 298) dargestellt sind, 
ohne daß seismische oder meteorologische Vorgänge dafür ver- 
antwortlich gemacht werden könnten. In ihrer Erklärung gehen 
die Meinungen auseinander, man führt sie auf Kombinations- oder 
Oberfiuten oder auf sehr verwickelte Interferenzerscheinungen zurück. 

Als allgemeinstes Ergebnis seiner ebenso umfassenden wie tief- 
gründigen Untersuchungen des Gezeiteriphänomens nennt KrümMel 
die wahrscheinliche Existenz zweier Hauptwellen oder Hauptwogen, 
die jedes der drei ozeanischen Becken, die eine im Sinn des Uhr- 
zeigers, die andere im entgegengesetzten Sinn umkreisen und durch 
vielfache Interferenzen eine Gleichzeitigkeit der Hafenzeiten auf 
weite Küstenstrecken hervorrufen. Als eine Wirkung der Erdrotation 
ist es zu betrachten, daß die erste jener beiden Hauptwellen in den 
Südbreiten, die zweite in den Nordbreiten gegen die in und W be- 
grenzenden Küsten abgelenkt wird, und daß infolge davon dort die 
erste, hier die zweite über die andere die Oberhand gewinnt. Ein 
weiterer Ausbau der Theorie ist nur zu erwarten einerseits von Ge- 
zeitenbeobachtungen im offenen Ozean, anderseits von einer all- 
gemeinen Anwendung der harmonischen Analyse. 

Die harmonische Analyse. Aus keiner der bisher aufgestellten 
Theorien lassen sich die beiden Gezeitenkonstanten, die Hafenzeit 
und die Höhe der Springflut, für irgend einen Küstenpunkt auf 
mathematischem Weg ableiten. Das kann nur durch unmittelbare 
Beobachtung geschehen, wohl aber können die von den Pegeln auf 
gezeichneten Kurven in ihrer Gesetzmäßigkeit nachgewiesen und 
daraus die Eintrittszeiten und die Hubhöhen für das ganze Jahr 
berechnet und die sog. Gezeiten tafeln für den betreffenden Hafen- 
punkt hergestellt werden, — wie auf der Hand liegt, ein Werk von 
größter praktischer Wichtigkeit. Die Schwierigkeit besteht nur darin, 
daß sich die beiden fluterzeugenden Himmelskörper in Bahnen be- 
wegen, die mit der Aquatorialebene einen Winkel einschließen. Man 
umgeht' sie, indem man Mond- und Sonnenflut gesondert berechnet, 



316 Das Meer 



und statt des einen Mondes und der einen Sonne eine Anzahl von 
Himmelskörpern annimmt, die entweder still stehen oder sich in 
Bahnen parallel zum Äquator bewegen und im Raum so verteilt 
sind, daß die Summe ihrer Wirkungen gleich ist der der beiden 
wirklichen Gestirne. Man nennt diese, zuerst (1868) von Sir William 
Thomson auf die Flutrechnung angewandte Methode die har- 
monische Analyse. 

Gezeitenströme. Wenn die Auffassung des Gezeitenphänomens als 
einer fortschreitenden W^elle richtig ist, so ergibt sich daraus die Er- 
klärung der Gezeitenströme. Man braucht sich nur vor Augen zu 
halten, daß jedes Wasserteilchen eine Orbitalbewegung ausführt, und 
dazu genau so viel Zeit braucht, als dieWellenperiode beträgt, in unserem 
Fall also sechs Stunden nach vorn und sechs Stunden nach rückwärts 
sich beWegt. Die gleichzeitige Bewegung nach oben und unten macht 
sich nicht fühlbar; - überdies nimmt auch die Orbitalbahn um so 
mehr die Gestalt einer flachen Ellipse an, je länger die Welle ist. 
In einem Punkt scheinen aber die Gezeitenströme der Wellen- 
theorie zu widersprechen. Man muß nämlich voraussetzen, daß der 
Stromwechsel oder das Kentern des Stromes jedesmal stattfindet, 
wenn das Niveau des Mittelwassers < (m m in 
Fig. 72) erreicht ist; in Wirklichkeit aber 
vollzieh er sich aber meist bald nach Hoch- 
~n~~ und Niederwasser (H und N in Fig. 72), nach- 

Fig. 72. Bahn der d em e [ ne kurze Zeit völliger Stillstand ge- 

Wasserteilchen in der , . . , . t^.. , 

Flutwelle. herrscht hat. Dieses abnorme Verhalten laßt 

sich auf den Einfluß des ansteigenden seichten 
Meeresgrundes zurückführen, wodurch der vordere Schenkel der 
Welle eine Verkürzung erleidet. Das Einsetzen des Ebbestromes 
unmittelbar nach Hochwasser entspricht dem Branden der Windseen. 
W T o günstige Verhältnisse obwalten, nähert sich der Zeitpunkt des 
Kenterns auch mehr der theoretischen Forderung. 

Wie wir ebenfalls im vorigen Kapitel schon hervorgehoben haben 
schwenkt der Wellenkamm, wenn er eine sanfte Böschung hinaufläuft, 
parallel zur Küste ein. Daher geht der Flutstrom stets senkrecht 
auf das Land zu und fließt der Ebbestrom x ebenso vom Land ab, 
w r elche Richtung sie auch immer in größerer Entfernung von der 
Küste verfolgen mögen. 

Differentialtiden. Daß wir das Wasser an den Küsten steigen 
und fallen sehen, beweist schon, daß es der Anziehungskraft des 

x Die Küstenbewohnor gebrauchen dafür kurzweg die Ausdrücke Flut 
und Ebbe. 




Die Meeresströmungen 317 



Mondes unendlich leichter folgt als die festeErde. Aber deshalb darf 
die letztere doch nicht als gänzlich gezeitenlos betrachtet werden, wie 
schon auf S. 21 erörtert wurde, und der Nullpunkt des Pegels, auf 
den man Hoch- und Niedrigwasser bezieht, ist daher selbst kein fixer 
Punkt. Wenn am 26. August 1866 der Wasserstand zu Cuxhaven von 
1,82 auf 4,95 m stieg (s. Fig. 64,' S. 302), so entfernte sich das Meeres- 
niveau nicht bloß um 3, 13 m vom Erdmittelpunkt, sondern um 3, 13 m 
plus dem Betrag, um welchen der Pegelnullpunkt selbst gestiegen war. 
Die beobachtete Flutgröße ist also gleich der wirklichen Flut- 
höhe des Wassers weniger der Fluthöhe der festen Erde, oder mit 
anderen Worten: die beobachteten Tiden sind Differential- 
tiden. Wie groß die Erdrlut ist, läßt sich vielleicht einmal in beziig 
auf die halbmonatlichen Schwankungen ermitteln; bedeutend ist sie 
jedenfalls nicht und kann nur theoretisches Interesse beanspruchen. 

Literaturnachweise. * G. H. Darwin", The Tides and Kindred 
Phenoinena in the Solar System; London 1898; ausgezeichnete, auch für 
Nicht-Mathematiker verständliche Darstellung. (Unter dem Titel „Ebbe und 
Flut" übersetzt von A. Pockels, Leipzig 1902). Alovs Müller, Elementare 
Theorie der Entstehung der Gezeiten, Leipzig 1906; Zur Theorie der Entstehung 
der Tiden, in Gerlaxd's Beiträgen zur Geophysik, Bd. X. Die ausführlichste 
Analyse der wirklichen Gezeiten findet sich in 0. Krümmel, Ozeanographie 
(zit. S. 275), IM. TL Einen Apparat zur Veranschaulichung von Ebbe und Flut 
hat F. S. Archenhold in der Zeitschrift für Schulgeographie 1904, Bd. XXV, 
S. 353, beschrieben. — - H. Lf.ntz, Flut und Ebbe; Hamburg 1879. — 
;! W. Kreidel, Untersuchungen über den Verlauf der Flutwellen in den Ozeanen; 
Frankfurt a. M. 18S9. — 4 R. A. Harris, Manual of Tides, Report of the U. S. 
Coast and Geodetic Survcy for 1900; Washington 1901. 

Die Meeresströmungen. 1 

(S. Karte XVI.) 

Bedingungen. Strömungen können aus verschiedenen Ursachen 
entstehen. Von den sogenannten Gezeitenströmungen wurde bereits 
gesprochen; sie beherrschen das Meer oft bis in beträchtliche Ent- 
fernung von der Küste, wie in den britischen Gewässern, in der 
Hudsonstraße und im Lorenzgolf, in den seichten Gebieten des Aus- 
tralasiatischen Mittelmeers oder im Golf von Carpentaria. In einigen 
Meeresstraßen geben sie Veranlassung zu Wirbelbildungen, von denen 
der Maelstrom bei den Lofoten und die Scylla und Charybdis 
in der Meerenge von Messina die bekanntesten Beispiele sind. 

Viel wichtiger sind die Ausgleichsströmungen. Zwischen 
benachbarten Meeresteilen von ungleicher Dichte entwickelt sich eine 
Zwillingszirkulation, bestehend aus einem Oberflächenstrom, der von 
dem Gebiet geringerer nach dem höherer Dichte geht, und einem 



318 Das Meer 



unterseeischen Ersatzstrom in entgegengesetzter Richtung. Zwischen 
den beiden Horizontalströmungen vermitteln zwei vertikale Ver- 
bindungsströmungen: eine absteigende vom Ober- zum Unterstrom 
und eine aufsteigende vom Unter- zum Oberstrom. Solche Aus- 
gleichsströmungen treten an den Toren auf, die vom Ozean in die 
Binnenmeere führen. Ein atlantischer Ober- und ein mediterraner 
Unterstrom passieren die Straße von Gibraltar, 2 dagegen strömt das 
salzarme Ostseewasser oberflächlich durch die Belte und den Sund 
in den Kattegat, und darunter finden wir in mäßiger Tiefe einen nach 
SO sich bewegenden Unterstrom. Auch im offenen Ozean gibt es 
solche Dichteunterschiede; sie werden in der warmen Zone haupt- 
sächlich durch Unterschiede der Temperatur und in den polaren 
Breiten durch solche des Salzgehaltes bedingt. 

Eine dritte Kategorie bilden die durch die Winde erzeugten 
Trift Strömungen. 

Sehr lehrreich sind in dieser Beziehung die Beobachtungen auf 
dem deutschen Feuerschiff „Adlergrund" zwischen Eugen und Born- 
holm, die ersten Beobachtungen dieser Art von einem festen Punkt 
aus und in genügender Entfernung vom Land. 3 In 86 Prozent aller 
Fälle lief die Strömung mit dem Wind des betreffenden Tages, und 
der Einfluß des Windes erstreckte sich schon in kurzer Zeit bis 
5 m Tiefe. Die Stromrichtung fiel aber nicht genau mit der Wind- 
richtung zusammen, sondern wich im Durchschnitt um 28° nach 
rechts ab. Eine ebensolche Ablenkung hat Witting 4 auch auf den 
übrigen Feuerschiffen der Ostsee nachgewiesen. Waren die Winde 
veränderlich, so war die Strömung für den ganzen Tag (24 Stunden) 
die Resultante aller Winde; und nur dann, wenn die Luftbewegung 
schwach war, konnte es vorkommen, daß der Strom nicht mit dem 
Wind oder sogar gegen ihn lief. 

Man hat früher auch die Erdrotation für die Meeresströmungen 
verantwortlich gemacht. Denken wir uns, eine von Meer bedeckte 
Erde ohne atmosphärische Hülle und ohne Temperaturunterschiede 
beginne sich um ihre Achse zu drehen. In diesem Moment werden 
unzweifelhaft Strömungen beginnen, aber nur so lange dauern, bis 
überall das Gleichgewicht zwischen Schwer- und Fliehkraft her- 
gestellt ist. Das Endergebnis ist die ellipsoidische Gestalt; es ist 
aber nicht einzusehen, wie die heutigen Strömungen mit der Erd- 
rotation als primärer Ursache zusammenhängen sollten. Ihr Einfluß 
beginnt erst wieder, sobald aus irgendeiner anderen Ursache das 
Gleichgewicht gestört wird, und äußert sich nach dem auf S. 22 er- 
örterten Gesetz in der Ablenkung von der ursprünglichen Strom- 
richtung. Theoretisch beträgt bei reiner Windwirkung der Ab- 






Die Meeresströmungen 



319 



30"^ 



■)°S 




Fig. 73. Beziehungen zwischen 
den Richtungen des barometri- 
schen Gradienten (G), des Windes 
(W) und der Meeresströmung (St). 



lenkungswinkel nach Ekman 5 unter allen Breiten mit Ausnahme 
des Äquators 45 °, also erheblich mehr, als bei den baltischen Feuer- 
schiffen. Aus Fig. 73 ist ersichtlich, daß ein nach S gerichteter 
barometrischer Gradient je nach seiner Lage auf der nördlichen oder 
südlichen Halbkugel und je nach der Breite NO- bzw. WNW- Winde 
erzeugt, und diese wieder W- bzw. ONO-Strömungen x hervorrufen. 
Ozeanische Strömungen. Von den großen ozeanischen Strö- 
mungen, die im Haushalt der Natur eine so bedeutsame Rolle 
spielen, macht man sich, verführt durch schematisierende Karten- 
bilder, vielfach falsche Vorstellungen. Man 
muß sich vor allem der Meinung ent- 
schlagen, daß überall auf dem Meer 
nur bestimmte Stromrichtungen herrschen. 
Ganz abgesehen von kleinen Schwan- 
kungen, kann man in einer und derselben 
Gegend zu verschiedenen Zeiten ganz ver- 
schiedene Eichtungen finden. Nur ein 
Beispiel. In dem atlantischen Fünfgrad- 
feld 45—50° N und 10— 15° W beobach- 
tete man nach Krümmel in 538 Fällen, nach den Quadranten ge- 
ordnet, folgende Strömungen: 35 Prozent nach SO, 25 nach SW, 
24 nach NO und 16 Prozent nach NW. Hier kann also an der Ober- 
fläche nicht von einer konstanten, sondern nur von einer vorherrschen- 
den Stromrichtung gesprochen werden. Noch schwankender ist die 
Geschwindigkeit, und meist werden wir nur durch indirekte An- 
zeichen belehrt, daß die Wasserteilchen in einer bestimmten Rich- 
tung fortschreiten. Polare Eisberge werden in die gemäßigte Zone 
entführt; amerikanisches Treibholz gelangt nach Norwegen und zu 
den arktischen Inseln; Flaschen, die einen Zettel mit genauer An- 
gabe der Stelle und Zeit des Aussetzens enthalten, werden an weit 
entlegenen Orten wieder aufgefunden. Die Geschichte erzählt uns, daß 
Cabbal im Jahr 1 500, als er nach Ostindien segeln wollte, von den 
Strömungen nach Westen entführt und so der unfreiwillige Entdecker 
Brasiliens wurde. Vor allem aber ist die Temperatur und Salz- 
gehaltsverteilung im Meer ein sicherer Beweis für das Vorhandensein 
von Strömungen sowohl an der Oberfläche wie in der Tiefe des Ozeans. 
Auf dem offenen Meer ermittelt man die Strom Versetzung 
des Schiffes durch Vergleichung des aus dem Kurs und der Fahr- 
geschwindigkeit berechneten („gegißten", d. h. geschätzten) Standortes 



x .Im Gegensatz zur Richtung der Winde bezeichnet man die der Meeres- 
strömungen nach der Himmelsgegend, nach der sie fließen. 



320 Das Meer 



mit dem astronomisch bestimmten („Besteck") im Verlauf eines 
„Etmals" (Zeitraum von einem Mittag zum anderen). Folgendes 
Beispiel, einer Abhandlung von Schott 7 entnommen, wird uns über 
das Wesen dieser Bestimmuüg aufklären. Ein Schiff befindet sich 
an einem Mittag in (Fig. 74), 31° 15' N, 136° 20' 0. Am nächsten 
Mittag sollte es sich nach der Schiffsrechnung in A (29° 29' N, 
134° 20' 0) befinden, ist aber, wie die astronomische Beobachtung 
zeigt, tatsächlich in B (29° 48' N, 134° 47' 0), wurde also während 
seiner Fahrt durch eine Strömung (AB) etwas nach NO abgelenkt. 
Der Breitenunterschied zwischen dem gegißten und dem astrono- 
mischen Besteck (BG) beträgt 19' oder 19 Seemeilen, der Längen- 
unterschied (AG) 27' oder (nach der mittleren Breite von A und B 
berechnet) 23 Seemeilen. In dem rechtwinkligen Dreieck ABC sind 
at nur die beiden Katheten bekannt; daraus läßt sich 

J ermitteln 1. der Weg AB, den die Strömung in 
/ 24 Stunden zurückgelegt hat, oder ihre Geschwindig- 

// keit, 2. der Winkel ABC = dem Winkel a, den die 

' l B Stromrichtung mit dem Meridian (NS) einschließt. Im 

vorliegenden Fall ergibt sich für die Strömung die 
" s Richtung iV52° und eine Geschwindigkeit von 30 See- 

Fig. 74. meilen pro Tag = 0,6 m pro Sek., also eine bedeutend 

Die Strom- geringere als die Wellengeschwindigkeit. Eben dadurch 
hatte sie sich der direkten Beobachtung entzogen. 
Es ist klar, daß diese Methode, die Stromversetzung zu be- 
stimmen, an großen Übelständen leidet, denn das Resultat hängt 
ganz von der Zuverlässigkeit der Schiffsrechnung und der astrono- 
mischen Positionsbestimmung ab. Direkte instrumenteile Messungen 
mittels Propellerapparate, die durch die Umdrehung einer Flügel- 
schraube, oder mittels Pendelapparate, die durch den Ausschlagswinkel 
eines durch Wasserdruck verschobenen Pendels StromrichtuDg und 
-geschwindigkeit anzeigen, werden erst seit kurzer Zeit ausgeführt, und 
über ihre Ergebnisse läßt sich noch kein Urteil fällen. Übrigens 
besitzen wir in den Temperatur- und besonders in den Salzgehalts- 
messungen ein sicheres Mittel, um über die polare oder äquatoriale 
Herkunft einer Wasserprobe zu entscheiden, und die skandinavischen 
Forscher legen darauf das Hauptgewicht. Sie haben überdies auch 
den Kreis der Untersuchungen beträchtlich erweitert. Von großer 
Wichtigkeit sind die Stickstoff bestimmungen, denn daraus läßt sich 
mit Hilfe von Hamberg's Tabellen die sogenannte Absorptions- 
temperatur (t°) ermitteln, d. h. diejenige Temperatur, die eine 
Wasserschicht hatte, als sie zum letzten Mal mit der Luft in Be- 
rührung stand, und der Vergleich von t° mit der augenblicklichen 



Die Meeresströmungen 321 



Temperatur gibt uns darüber Aufschluß, ob die betreffende Wasser- 
schicht sich seit ihrem Untersinken erwärmt oder abgekühlt hat. 
Auch die Verbreitung des Plankton* wird jetzt in der Strömungs- 
frage immer mehr herangezogen. Aber jede Beobachtung gilt zu- 
nächst nur für die Zeit, in der sie gemacht wurde; eine Zusammen- 
stellung der Beobachtungen im Golfstrom vom 10. Mai bis 15. Juni 
1904 8 zeigt wesentliche Veränderungen innerhalb weniger Tage, und 
betreffs seltener besuchter Meeresräume sind wir daher durchaus 
nicht sicher, ob die Monats- oder Jahreszeitenkarten der Strömungen 9 
wirklich mittlere Zustände darstellen, wie sie beabsichtigen. Auf- 
gabe der systematischen Meeresforschung auf internationaler 
Grundlage, die im Sommer 1901 ihre Tätigkeit begonnen hat, ist, 
die periodischen und unperiodischen Schwankungen im 
einzelnen klarzulegen; und obwohl sie sich vorläufig nur auf die 
nordeuropäischen Gewässer beschränkt, so hat sie, wie wir sehen 
werden, doch schon eine Fülle neuer Erkenntnisse zutage gefördert. 

Einen rein deduktiven Weg schlug zuerst Mohn 10 ein, indem er 
auf die Fundamentalsätze der Mechanik zurückgriff. Er berechnete 
die Druckverteilung innerhalb des europäischen Nordmeeres mit Hilfe 
der beobachteten Wasserdichte und leitete daraus mit Berücksichtigung 
des Einflusses der Winde und der Erddrehung die Meeresströmungen 
ab. Eine Vereinfachung dieser Methode verdanken wir Bjerknes, 11 
und darauf fußend haben Sandström und Helland-Hansen 12 Tabellen 
zur Berechnung der Meeresströmungen aufgestellt; jedoch sind von 
dieser einseitigen Behandlung des komplizierten Phänomens befrie- 
digende Ergebnisse nicht zu erwarten, und das entscheidende Wort 
kommt auch hier nur der Beobachtung zu. 

Theorie. 13 Daß zwischen Wind und Meeresströmungen ein ur- 
sächlicher Zusammenhang bestehe, war zwar schon längst die Über- 
zeugung der Seefahrer und seekundigen Männer, aber ihrer allge- 
meinen Anerkennung stand die Ansicht, daß der Wind nur die 
Oberflächenschicht in Bewegung setzen könne, hindernd im Weg. 
Diesem Irrtum trat Zöppkitz entgegen. In seiner 1878 erschienenen 
Abhandlung 14 gelangte er — allerdings unter der Voraussetzung 
eines unbegrenzten und gleichmäßig tiefen Ozeans — zu folgendem 
Ergebnis. Wenn sich die oberste Wasserschicht aus irgendeinem 
Grund mit gegebener Geschwindigkeit in ihrer eigenen Ebene fort- 
bewegt, so erhält die zweite Schicht infolge der inneren Reibung 
mit der obersten einen Antrieb zur Bewegung in gleicher Richtung. 



x Man unterscheidet Plankton tropischer Gewässer oder Desmoplankton 
P. mäßig warmer Gewässer oder Styliplankton, und arktisches oder Tricho 
plnnktoi). 

Süpan, Physische Erdkunde. 5. Aufl. 21 



322 Das Meer 



und ihre Geschwindigkeit muß sich der der ersten Schicht immer 
mehr nähern, wenn die gleichförmige Bewegung fortdauert. In 
gleicher Weise pÜanzt sich die Bewegung bei genügend langer Dauer 
auf die dritte, dann auf die vierte Schicht fort, und endlich bis zum 
Boden. In einem 4000 m tiefen Ozean wird unter der Voraus- 
setzung, daß der Wind an der Oberfläche mit konstanter Richtung 
und Geschwindigkeit weht, die Schicht in 100 m Tiefe in 41 Jahren 
1 / 10 und in 239 Jahren die halbe Oberflächengeschwindigkeit er- 
reichen. In ungefähr 200000 Jahren wird der stationäre Zustand 
hergestellt sein, in welchem die Geschwindigkeit von der Oberfläche 
bis zum Boden proportional der Tiefe abnimmt. 

In Wirklichkeit bleibt sich allerdings weder die Richtung noch 
die Geschwindigkeit des Windes immer gleich. Aber auch die Ver- 
änderungen pflanzen sich nur mit großer Langsamkeit nach der Tiefe 
fort, so daß rasch vorübergehende nur die obersten Schichten beein- 
flussen. Die tieferen Schichten werden dagegen im Lauf der 
Zeit eine Bewegung in der Richtung der vorherrschenden Winde 
annehmen, und ihre Geschwindigkeit wird durch die mittlere Ge- 
schwindigkeit an der Oberfläche bestimmt. Mit anderen Worten: 
die großen Meeresströmungen der Gegenwart sind ein Produkt aller 
Winde, die seit ungezählten Jahrtausenden über die betreffenden 
Gegenden des Ozeans hinweggestrichen sind. 

Nansen 15 erhob gegen Zöppeitz den berechtigten 'Vorwurf, daß 
in dessen Theorie die Ablenkung durch die Erdrotation nicht be- 
rücksichtigt und für die innere Reibung ein zu kleiner Wert ein- 
gesetzt worden sei. Indem er aber nach beiden Richtungen falsche 
Korrekturen seiner Rechnung zugrund legte, kam er zu dem Resul- 
tat, daß die bewegende Kraft des Windes nach unten bald erlahme, 
daß der Wind wohl ein beschleunigendes oder verzögerndes Moment 
bilde, daß aber • die Hauptursache der ozeanischen Zirkulation in 
den Dichteunterschieden zu suchen sei. x 

In diesen wissenschaftlichen Streit haben nun Ekman's 5 theo- 
retische Untersuchungen klärend eingegriffen. 

Es steht zunächst fest, daß sich die durch den Wind erzeugte 
Oberflächenbewegung nur durch Reibung von Schicht zu Schicht 
nach unten fortpflanzen kann, und daß sie dadurch eine stetige Ein- 
buße an Geschwindigkeit erleidet. Nur ist die Frage, was man unter 
Reibung zu verstehen habe. Spricht man von der inner n Reibung, 



x Noch weiter geht John S. Soley (Annalen der Hydrographie usw. 1907, 
S. 84), wenn er als „Naturgesetz" den Satz aufstellt: „Eine Strömung ist nur 
eine Frage der Dichtigkeit. Winde verursachen keine Strömung. Sie bewirken 
nur Wellen." 



Die Meeresströmungen 323 




2 

a 



so setzt man voraus, daß Schicht an Schicht vorübergleitet, und jedes 
Wasserteilchen dabei innerhalb seiner Schicht verbleibt. Experi- 
mentell ist von Krümmel und Ruppin nachgewiesen worden, daß sie 
mit der Dichte, d. h. mit zunehmendem Salzgehalt und abnehmender 
Temperatur größer wird, aber es lassen sich nur Relativzahlen mit 
Bezug auf reines Wasser bei 0° aufstellen, und ein absolutes Maß 
ist auch für dieses noch nicht mit Sicherheit ermittelt worden. 
Indes kommt die innere Reibung, auf die Zöppritz seine Rechnung 
gründete, bei der Bewegung von Wassermassen überhaupt nicht in 
Betracht, da sich diese stets unter Wirbelbildungen vollzieht, wobei 
die Wasserteilchen aus ihrem 
Zusammenhang losgerissen wer- 
den. Diese virtuelle Reibung 
ist viel größer als die innere, 
aber sie entzieht sich völlig der 
Berechung. Ihr entgegen wirkt 
nach Krümmel's Ansicht der 
Seegang mit seinen abbrechen- 
den Wellenköpfen , die Ober- 
Üächenwasser in die Tiefe 
schleudern und damit die Trift- jSeinerlHfU^am, Staustromy 

impufee rascher in die Tiefe fort- Fig> 75< Trifts trömung nach Ekman. 
pflanzen. 

Eine zweite Veränderung erleidet die vertikal fortschreitende 
Triftbewegung durch die Erdrotation. Die Oberflächenschicht wird 
um 45° von der Windrichtung abgelenkt; sie sucht die nächste 
Schicht in der gleichen Richtung fortzuschieben, aber vergeblich, da 
auch da wieder die Ablenkung durch die Erdrotation Platz greift. 
So nimmt im reinen Triftstrom nach der Tiefe die Ge- 
schwindigkeit in geometrischer Progression ab und die 
Ablenkung gleichmäßig zu, wie aus Fig. 75 I zu ersehen ist. 
Der gefiederte Pfeil stellt die Windrichtung dar, die übrigen die 
Bewegung der 1., 2., 3. Schicht usw. nach Geschwindigkeit und Rich- 
tung. In einer gewissen Tiefe erreicht die Ablenkung 180°, d. h. die 
Bewegung erfolgt in der der Oberflächenströmung genau entgegen- 
gesetzten Richtung, und die Geschwindigkeit ist bis auf ein Minimum 
herabgesunken. Hier endet der reine Triftstrom. Ekman nennt 
dieses Niveau die Reibungstiefe und ersetzt damit den unberechen- 
baren Reibungskoeffizienten. Sie wächst mit der Geschwindigkeit, 
d. h. mit der Windstärke, und nimmt mit dem Sinus der geogra- 
phischen Breite ab, aber ein absolutes Maß ist damit nicht gegeben. 
Immerhin kann man annehmen, daß reine Triftströme seicht sind. 

21* 



324 Das Meer 



Das gilt indes nur für einen unbegrenzten Ozean. Nehmen wir 
aber an, daß sich in der Richtung des Windes eine unendlich lange 
Küste hinzieht (Fig. 75 II), so entwickeln sich Folgeerscheinungen 
von größter Tragweite. Indem der reine Triftstrom gegen die Küste 
hingetrieben wird, staut sich hier das Wasser und am Boden ent- 
steht ein Gradient von den Küste meerwärts (der gefiederte Pfeil in 
Fig. 75 II), der eine neue Bewegung einleitet. Indem sie sich durch 
Reibung nach oben fortpflanzt, wird sie durch die Erdrotation immer 
weiter abgelenkt, soweit es die feste Wand an der rechten Seite 
gestattet, und die Geschwindigkeit nimmt nach oben zu, weil die 
Reibung abnimmt. So entsteht ein Staustrom, der sich mit der 
reinen Trift zu einer mächtigen, bis zum Boden reichenden 
Strömung vereinigt, und auch die oberflächliche Bewegung insofern 
verändert, als er ihre Geschwindigkeit steigert und die Ablenkung 
verringert. Dieselbe Wirkung wird erzielt, wenn sich die Küste auf 
der andern Seite befindet, denn dann werden durch die ablandige 
Strömung die Küstengewässer nachgesogen, und es genügt auch, 
wenn eine Meeresströmung von einer in anderer Richtung verlau- 
fenden begrenzt wird. Auch ist es in der Hauptsache gleichgültig, 
welchen Winkel die Küste mit der Windrichtung einschließt, solange 
er nur nicht 90° erreicht, und maßgebend bleibt stets die mittlere 
Windrichtung. Vorübergehende Windänderungen können wohl die 
Oberfläche beeinflussen, haben aber nicht Zeit, nach der Tiefe vor- 
zudringen. Man sieht, Ekman kommt auf Umwegen zu sehr ähn- 
lichen Resultaten wie Zöppkitz. 

In landumschlossenen Meeren nimmt die Triftströmung den 
Charakter einer geschlossenen Zirkulation an. Das an der Leeküste 
aufgestaute Wasser fließt nach der Luvküste wieder zurück. Liegt 
nur diese Hälfte des Beckens im Windstrich, so nimmt die Gegen- 
strömung die andere Hälfte ein, überweht aber der Wind die ganze 
Oberfläche, so fließt der Gegenstrom unter dem Oberstrom, genau 
so wie es bei den Ausgleichsströmungen der Fall ist. Mit diesen 
haben ja die Windstauströmungen gemein, daß sie Gefällströme 
sind. Die Aufstauung des Wassers an der Leeseite hat, wenn ein 
Ausweichen nach der Seite nicht möglich ist, zur Folge, daß sich 
die Oberfläche nach der Luvseite senkt. 

Wenn auch Ekman 's Theorie den wirklichen Verhältnissen insofern 
nicht entspricht, als sie homogenes Wasser oder solches, in dem die 
Dichte allmählich mit der Tiefe zunimmt, voraussetzt, so hat sie 
doch der Trifttheorie gegenüber der Ausgleichstheorie eine starke 
Stütze gegeben. Die Inhomogenität des Meerwassers kompliziert 
unzweifelhaft das Phänomen, jedoch konnte sich Ekman mit Recht 



Die Meeresströmungen 



325 



darauf berufen, daß tatsächlich verschieden dichtes Wasser neben- 
einander in entgegengesetzter Richtung und zwar hauptsächlich in 
der der vorherrschenden Winde fließt. Ein solches Verhalten läßt 
sich durch die Ausgleichstheorie allein nicht erklären. Für streng 
geschichtetes Wasser hat Sandström 16 auf experimentellem Weg eine 
Trifttheorie entwickelt, die aber auf den freien Ozean keine An- 
wendung finden kann, weil hier die Mischung durch den Seegang 
die Schichtung, wenn auch nicht völlig aufhebt, so doch in der 
Regel stark verwischt. 

Die durch den Wind an Ort und Stelle erzeugten Strömungen 
nennt Krümm el gezwungen e. x Infolge der ihm eigenen Be- 





Fig. 76 a. 



Krümmel's Stromexperimente. 



Fig. 76 b. 



wegungsenergie setzt aber jedes Wasserteilchen seinen einmal ein- 
geschlagenen Weg fort, solange die Reibung mit den ruhigen Wasser- 
teilchen, die es ebenfalls in Bewegung setzen muß, seine Geschwindigkeit 
nicht aufgezehrt hat. Die durch einen bestimmten Wind, z. B- 
den Passat, erzeugte Bewegung kann sich also auch außer- 
halb seines Bereiches fortsetzen. Dieser Fall tritt ein, wenn 
der Strom auf ein festes Ufer stößt. Nehmen wir mit Zöppritz der 
Einfachheit wegen eine Vertikalwand an, so muß sich der Strom in 
zwei teilen, die dieselbe Geschwindigkeit wie die Mutterströmung. 
aber nur deren halbe Breite besitzen. Diese Ströme nennt Krümmel" 
freie. Umgekehrt vereinigen sich zwei gleiche Ströme, die längs 
einer Wand einander zufließen, zu einem einzigen, der mit der Ge- 
schwindigkeit und doppelten Breite der Stammströmungen im rechten 
Winkel von der Wand abfließt. 



x Vgl. dazu S. 312 Aiim. 



326 Das Meer 



Damit ist aber die Fülle des Gegebenen noch nicht erschöpft. 
Das Wasser ist eine zusammenhängende, unelastische Flüssigkeit, 
die jeden Mangel an einer Stelle durch Zufluß von allen Seiten aus- 
zugleichen strebt. Der Satz des alten Varenius: wenn ein Teil des 
Ozeans sich bewegt, so bewegt sich der ganze Ozean, gilt in seinem 
vollen Umfang. Hier knüpfte Keümmel mit. seinen ebenso einfachen 
wie sinnreichen Experimenten an. In dem viereckigen Wassergefäß 
in Fig. 76a rufen die beiden Triftströme, die durch kräftige Pfeile 
dargestellt sind, ein ganzes S}^stem anderer Ströme hervor, die alle 
nach der Stelle hineilen, wo Wasser weggeblasen wurde. Der Gegen- 
strom in der Mitte und die Stromringe zu beiden Seiten der Trift- 
ströme sind deutlich zu erkennen. Durch eingesetzte Blechwände 
lassen sich ähnliche unregelmäßige Ufergestaltungen erzielen, wie sie 
in der Natur vorkommen; Fig. 76b gibt z. B. den Äquatorialausschnitt 
aus dem Atlantischen Ozean, und die Strömungen zeigen in der 
Tat auch eine überraschende Ähnlichkeit mit unserem Kartenbild 
auf Taf. XVI. 

Das System der Windströmungen besteht also stets aus 
zwei Teilen: 1. Ströme der direkten Wirkung, primäre oder Trift- 
strömungen, und 2. Ströme der indirekten Wirkung, sekundäre 
oder Kompensationsströme. Dazu gehören auch die Neer- 
ströme in den Winkeln zur Seite der Hauptströmungen, die wir 
auch an lebhaftem Flüssen, besonders unterhalb eines Gefällsknickes 
beobachten können. Das Wasser wird hier im Stromstrich in großer 
Menge fortgerissen und zum Ersatz fließt Wasser aus den Seiten- 
buchten talaufwärts. Wenn die Kompensation durch oberflächlichen 
Zufluß nicht ausreicht, steigt auch Wasser aus der Tiefe auf. Es 
ist klar, daß diese sekundären Strömungen, die ebenfalls der Ab- 
lenkung durch die Erdrotation unterliegen, eine nicht minder große 
Rolle spielen, wie die primären. 

Sehen wir von den Gezeitenströmen ab, da sie nur an den 
Küsten und in engen Meeresstraßen auftreten, so können wir folgende 
Strömungskategorien unterscheiden: 
I. Gefällsströmungen: 

1 . Ausgleichsströmungen, 

2. Windstauströmungen ; 
IL Windströmungen: 

1. primäre oder Triftströmungen, 

a) gezwungene, 

b) freie, 

2. sekundäre oder Kompensationsströmungen. 

Es wird nun unsere Aufgabe sein zu zeigen, wie sich diese 



Die Meeresströmungen 327 



fünf Strömungsarten geographisch verteilen. Unsere Karte (XVI), 
die uns dabei leiten soll, kann aber wegen ihres kleinen Maßstabes 
nur ein schematisches Bild geben, und auch dieses bezieht sich 
im wesentlichen nur auf die nördliche warme Jahreszeit. Der 
winterliche Zustand ist zum Teil weniger bekannt, zum Teil nur 
von sekundärer Bedeutung. Eine Ausnahme macht der Indische 
Ozean, sie hat auch auf unserem Kärtchen in einem Karton Berück- 
sichtigung gefunden. x 

Nordatlantischer Ozean. Den schlagendsten Beweis für die Trift- 
theorie liefert die Äquatorialzone der Ozeane. Ausgleichsströmungen 
würden hier Tom Äquator nach N und S fließen und nach ab- 
gelenkt werden. Anstatt dessen fließen die nördliche und die süd- 
liche Äquatorial Strömung nach W im Stromstrich der Passate. 
Mit den Passatgürteln verschiebt sich ihre Äquatorialgrenze; die der 
nördlichen Strömung zwischen 3° N im Februar und 13° N im 
August, die der südlichen zwischen 0° und 6° N in denselben 
Monaten. Ihre polaren Grenzen sind ebensowenig scharf ausgebildet, 
wie die der Passate. Ebenso entspricht es der Anordnung der 
Winde, daß die südliche Äquatorialströmung den Äquator über- 
schreitet, und daß sie an mittlerer Geschwindigkeit (0,42 in der Se- 
kunde) die nördliche (0,32 bis 0,36 m) übertrifft.; In der Kalmenzone 
biegen beide Strömungen nach um, und das Wasser fließt, fächer- 
förmig sich ausbreitend, zum afrikanischen Gestade. Diese äqua- 
toriale Gegenströmung, hier Guineastrom genannt, ist eine 
echte Kompensationserscheinung von dem Charakter der Neerströme; 
je breiter der Zwischenraum zwischen den beiden Äquatorialströmen 
wird, desto mehr verschiebt sich ihre Wurzel nach W, von ungefähr 
20° W im Winter bis 40° W im Sommer. 

Über den weiteren Verlauf der Äquatorialströmungen und ihren 

x Erklärung der Nummern auf Taf. XVf. Atlantischer Ozean. 
/ Nördliche Äquatorialströmung, 2 südliche Äquatorialströmung, 3 Guinea- 
strömung, 4 Antillenströmung, 5 karibische Strömung, 6 Golfstrom, 7 nord- 
atlantische Verbindungsströmung , 8 can arische Strömung, 9 irischer Strom, 
10 Irmingerstrom , 11 Labradorstrom , 12 westgrönländische Strömung. 
13 Mitteleisströmung, 14 atlantische Strömung, 15 ostgrönländischer Polar- 
strom, 16 ostisländischer Polarstrom, 17 Jan Mayen -Polarstrom, 18 Nordkap- 
sfrömung, 19 Spitzbergenstrom, 20 Brasilstrom, 21 südatlautische Verbiudungs- 
Btrömung, 22 Benguelastrom, 23 Falklandstrom. Indischer Ozean. 1 Nörd- 
liche Äquatorialströmung, 2 südliche Äquatorialströmung, 3 Gegenströmung, 
4 Agulhasstrom , 5 südindische Verbindungsströmung , 6 westaustralische 
Strömung. Pazifischer Ozean. 1 Nördliche Äquatorialströmung, 2 süd- 
liche Äquatorialströmung, 3 Gegenstrom, 4 ostaustralische Strömung, 5 Peru- 
Btrom, ,6 Kuroschio, 7 nordpazifischer Verbindungsstrom, 8 californischei 
Strom, 9 Aniuv-Limaii-Strömung , 10 Sachalinströmung , 11 Kurilenströmung. 



328 Das Meer 



Zusammenhang mit dem Golf- oder Floridastrom x haben die syste- 
matischen Untersuchungen der amerikanischen Marine seit 1883, die 
an verschiedenen Punkten von einem verankerten Schiff aus vor- 
genommen wurden, Licht verbreitet. 17 Am südamerikanischen Kap 
St. Roque teilt sich der südliche Äquatorialstrom, der nördliche 
Zweig vereinigt sich mit der nördlichen Äquatorialströmung, und 
beiden fließen teils als Antillenströmung an der Außenseite des 
westindischen Inselbogens nach NW, teils dringen sie durch die 
tiefen Passagen zwischen den Inseln Antigua und St. Vincent in 
das amerikanische Mittelmeer ein. Dieser Zweig, die Karibische 
Strömung, läßt sich bis zur Straße von Yucatan verfolgen; ihre 
Fortsetzung ist der Golfstrom. Er trägt diesen Namen, weil man 
ihn früher mit den Strömungen, die von der Yucatanstraße zuerst 
in westlicher, dann in östlicher Eichtung den Golf von^Mexico außer- 
halb des Schelfs umkreisen, in Verbindung brachte, und Soley 18 
ist neuerdings wieder für diesen Zusammenhang eingetreten. Wenn 
ein solcher besteht, so kann er aber, wie Khümmel aus der Tempe- 
raturverteilung nachweist, nur oberflächlich stattfinden. Die beträcht- 
liche Mächtigkeit des warmen Golfstroms stammt aus dem Kari- 
bischen Meer. 

Die Floridastraße durcheilt der 50 km breite Golfstrom mit 
der Geschwindigkeit von 1,5 m in der Sekunde, die sicn zeitweise 
bis auf 2,5 m steigerte x In den Ozean hinaustretend, bewegt er 
sich, durch tiefblaue Färbung und hohe Temperatur x x x von der 
Umgebung, besonders im W, scharf sich abhebend und mit zu- 
nehmender Breite längs des nordamerikanischen Schelfrandes nach 
NO bis Kap Hatteras. Von da ab entfernt er sich immer weiter 
vom Festland, schlägt endlich eine östliche Richtung ein, wird 
seichter und breitet sich fächerförmig aus, wobei er sich in Streifen 
von verschiedener Temperatur zerfasert. In ungefähr 45° W ist 
sein stromartiger Charakter, der durch den Gegensatz zu den be- 



x Der Name Floriclastrom war bis Franklin (1772) allein üblich, und 
Krümmel versucht, ihn wieder einzubürgern, weil man unter dem Namen Golf- 
strom vieles zusammenfaßt, was nicht streng zusammengehört. 

xx Ehein bei Mannheim 1,5, Donau bei Wien bei Hochwasser 1,9 in. 
xxx Temperaturen nach v. Bogüslawski: 





Floridastraße 


Kap Hatteras 


Südl. i 


7. Neusckottland . 


N. B. . . 


25° 


35° 




43° 


Winter . . 


25,o° 


22,2° 




16,7° 


Frühling 


25,6 


22,8 




19,4 


Sommer . . 


28,3 


26 7 t 




25,6 


Herbst . . 


27,s 


24,4 




20,o 


Jahr . . . 


26,7 


24,o 




20,4 



Die Meeresströmungen 329 



nachbarten Gewässern bedingt ist, verschwunden. Er taucht mit 
seinem östlichen Begleiter, der Antillenströmung, in andere Zirku- 
$> lationssysteme unter. Zwischen dem nördlichen und dem südlichen 
System läßt sich nur im mittleren Teil des Ozeans auf Grund von 
Flaschenposten eine einigermaßen scharfe Grenze ziehen. Sie ver- 
läuft nach Schott von 42° N, 47° bis 47° N, 12° und ist un- 
- gefähr auch die Grenze zwischen dem Desmo- und dem Styliplankton. 
Im S durchquert die nordatlantische Verbindungsströmung 
den Ozean, trifft die französische Küste im Meerbusen von Biscaya 
und biegt dann nach S um, um als Kanarische Strömung längs 
der iberischen und nordafrikanischen Küste in die nordatlantische 
Äquatorialströmung einzulaufen. Damit ist der. subtropische 
Stromring des nordatlantischen Ozeans geschlossen. Innerhall) 
dieses großen Wirbels breitet sich eine verhältnismäßig ruhige See 
aus. Hier sammeln sich die von den westindischen und karibischen 
Felsküsten losgerissenen und von Flüssen herbeigeführten Tange 
vom Sargassumgeschlecht an, die sich vermöge ihres Reichtums an 
Luftblasen in ihren oberen Teilen im Wasser aufrecht erhalten. 
Jene beiden Krautbänke, die nach Humboldt's Ansicht seit Jahr- 
hunderten an ihrer Stelle verharren, sucht der Seefahrer freilich 
vergebens, aber ebensowenig entspricht es den Tatsachen, wenn 
Kuntze die Existenz eines Sargassomeeres (S auf Taf. XVI) 
kurzweg leugnet. Krümmel 19 wendet diesen Namen auf jenes Ge- 
biet an, wo treibende Tangmassen in 10 und mehr Prozent aller 
untersuchten Fälle angetroffen w T urden; es erstreckt sich von 39 bis 
75° W und von 21 bis 34° N, umfaßt also eine Fläche von nahezu 
4\/ 2 Mill. qkm. Etwas ähnliches findet man nirgends sonst im 
Weltmeer. 

In diesem subtropischen Stromsystem bewegt sich das Wasser 
im Sinn des Uhrzeigers, ebenso wie in der subtropischen Antizyklone, 
aber die Sargassosee fällt nicht mit dem Luftdruckmaximum zu- 
sammen. Schon das beweist, daß Wind und Strömung sich nicht 
völlig decken. Gezwungene Triften sind nur die beiden Aquatorial- 
strömungen, ihr freier Ausläufer sind der Antillen-, der Karibische 
und der Golfstrom. Das mit der nördlichen Aquatorialströmung 
nach W abfließende Wasser wird ersetzt durch die Canarische 
Strömung, diese wirkt wieder aspirierend auf die nordatlantische 
Yerbindungsströmung und diese wieder auf den Golfstrom zurück. 
Mit der Kompensationsbedingung vereinigt sich im mittlem und öst- 
lichen Ozean aber auch die vorherrschende Windrichtung als ström- 
•erzeugendes Moment. Reiner Kompensationsstrom ist nur die Guinea- 
strömung. 



330 Das Meer 



Nördlich von ungefähr 45° B. beginnt die Herrschaft der sub- 
polaren Zyklone in der Gegend von Island, und ihr entspricht eine 
Wasserbewegung im entgegengesetzten Sinn des Uhrzeigers , der 
subpolare Stromring. Aber die Winde sind hier nicht mehr so 
beständig in Kichtung und Stärke wie in der Passatzone, und dfe 
Meeresströmungen sind daher, wenigstens an der Oberfläche, viel- 
fach wechselnd und schwach (durchschnittlich unter 0,2 m in der 
Sekunde). 

Von der Ostströmung in den mittleren Breiten des Ozeans löst 
sich ein durch die Erdrotation immer weiter gegen NO gedrängter 
Stromzweig ab, den Krümmel den Irischen Strom genannt hat. 
Ohne Zweifel steht er mit dem Golfstrom in Verbindung — das be- 
zeugen die westindischen Treibgegenstände, die man gelegentlich in 
den westeuropäischen Gewässern auffischt, das bezeugt auch die 
relativ hohe Temperatur, der Frankreich und die britischen Inseln 
indirekt ihr mildes Winterklima verdanken. In der Nähe des islän- 
dischen submarinen Rückens biegt er nach W um und führt nun 
nach seinem Erforscher den Namen Irmingerstrom. Bei Kap 
Farvel öffnet sich eine breite Pforte ins arktische Meer, und hier 
wird das Strombild verwickelter. 20 In der Davisstraße und Baffin- 
bai wehen nördliche bis westliche Winde, und ihnen ist der von 
Nord kommende Labradorstrom zuzuschreiben, der, eng an die 
Westküsten sich anlehnend, Ersatzströme aus den Meeresstraßen der 
polaramerikanischen Inselwelt heranzieht. Am gegenüberliegenden 
Gestade aber bewegt sich die warme Westgrönländische Strömung 
nach N und hält die Häfen nördlich von 64 — 65° B. eisfrei, während 
die südlichen Häfen von dem um Kap Farvel umschwenkenden Ost- 
grönländischen Eisstrom blockiert werden. Durch amerikanisches 
Treibholz ist unzweifelhaft nachgewiesen, das die Westgrönländische 
Strömung ein Zweig des Irmingerstrom s ist; Krümmel bringt ihn 
mit dem sekundären Barometerminimum in der Davisstraße und mit 
dem durch den Labradorstrom bedingten Kompensationsbedürfnis in 
Verbindung. Auch Dichteunterschiede können dabei mitwirken, wie 
Wegemann nachgewiesen hat. Zwischen dem Labrador- und dem 
Westgrönländischen Strom schiebt sich noch eine von N kommende 
Eistrift ein, und es ist noch nicht recht klar, wie diese zustande 
kommt. Auch über das Endschicksal des Labradorstroms sind die 
Ansichten noch geteilt. Ohne Zweifel stößt er bei der Neufundland- 
bank mit dem Golfstrom zusammen 21 und schließt damit den sub- 
polaren Strömungsring; daß er aber hier untertaucht, hält Krümmel 
mit Grund für unwahrscheinlich; er führt ihn an der Ostküste von- 
Canada weiter nach SW, bis er sich mit dem später zu erwähnenden 



Die Meeresströmungen 331 



„kalten Wall" an der Ostküste der Vereinigten Staaten vereinigt. 
Ist dies richtig, so spielt sein äußerster Ausläufer die Rolle eines 
Kompensationsstromes im Gefolge des von der Küste wegstrebenden 
Golfstrom es. 

Betreffs der oberflächlichen Wasserzirkulation im europäischen 
Nordmeer müssen wir uns vorläufig nur auf eine kurze Schilderung 
beschränken, weil hier auch das Verhalten der tiefern Schichten in 
Frage kommt, das erst im nächsten Kapitel erörtert werden kann. 
Irischer und Irmingerstrom überschreiten den isländischen Rücken 
zwar zu beiden Seiten von Island, die Hauptmasse des atlantischen 
^Vassers aber benutzt die tiefe Einsenkung zwischen dem Färöer- 
Plateau und dem britischen Schelf und fließt als Atlantischer 
Strom x parallel mit der norwegischen Küste nach NNO. Sein Gegen- 
stück an der grönländischen Seite ist der aus dem arktischen Becken 
kommende und nach S und SW sich bewegende seichte Ostgrön- 
ländische Strom, der den Ostisländischen Polarstrom nach SO 
entsendet und damit im S den Nordmeerring schließt. Dieser 
Ring entspricht der im N von Island lagernden BarometerdepressioD, 
und es wäre demnach auch diese Stromzirkulation in erster Linie ein 
Werk der Winde; nach der neuesten Darstellung durch Helland- 
Hansen und Nansen 22 geht aber an der Stelle, wo ein ungefähr 
2300 m tiefer Rücken die beiden über 3000 m tiefen Nordmeer- 
becken trennt, ein zweiter Ausläufer vom Ostgrönländischen Strom 
nach 0, der Jan -Mayen- Polarstrom. Es bestehen demnach zwei 
Nordmeerringe, und es zeigt sich hier, wie ja auch schon am is- 
ländischen Rücken, daß auch die Bodengestaltung für die Meeres- 
zirkulation nicht gleichgültig ist. 

Die Atlantische Strömung läßt sich im Sommer bis in die echt 
arktischen Gewässer hinein verfolgen. Der östliche Stromarm, der 
sog. Nordkap ström, bewegt sich zuerst parallel mit der Murman- 
küste nach SO und dann nach und endet im N der Petschora- 
bucht. Ein Ausläufer wendet sich nach Nowaja Semlja, berührt 
aber deren Westküste nicht, weil sich kalte Oberflächen- und unter- 
seeische Polarströmungen einschieben. 23 Von einer Ostströmung 
längs der sibirischen Küste, die man auch mit dem Atlantischen 
Strom in Verbindung gebracht hat, hat Nansen 24 auf seiner epoche- 
machenden „Fram"-Expedition nichts bemerkt; und wenn im ►Spät- 
sommer, wenigstens im September, eine eisfreie Rinne die Schiffahrt 



x Die Terminologie ist schwankend. Meist wird der Name der Atlantischen 
Strömung auch auf die Irische ausgedehnt. Zu vermeiden ist die populäre Be- 
zeichnung Golfstrom für die Irische und Atlantische Strömung. 



332 Das Meer 



vom Jenissei bis zum Kap Tscheljuskio ermöglicht, so verdankt 
man dies lediglich den großen sibirischen Flüssen. Der Hauptarm 
der Atlantischen Strömung wendet sich vielmehr nach jener Seite, 
wo sich die atlantische Tiefsee in das arktische Meer fortsetzt, d. h. 
westlich von Spitzbergen, wo er im Sommer, wenn auch meist von 
salzärmerem und daher leichterem Polarwasser überflutet, bis über 
80° N hinaus eine eisfreie Rinne schafft. Daß auch diese Spitz- 
bergenströmung noch mit dem echten Golfstrom in Verbindung 
steht, beweist der Fund einer Bohne der westindischen Entada 
gigalobium in 80° 8' N, 17° 40' 0. 

Die äußersten Ausläufer der Atlantischen Strömung werden wir 
später als Unterstrom wiederfinden. Unzweifelhaft fogt daraus, daß 
das nördliche Eismeer nicht bloß morphologisch, sondern 
auch hydrographisch eine Dependenz des Atlantischen 
Ozeans ist. Aber auch die Polarströme stellen eine Verbindung 
her. Sie finden nur einen einzigen Ausweg: durch die atlantischen 
Tore zu beiden Seiten von Grönland, und die von ihnen im Sommer 
mitgeführten Eismassen werden bei der Berührung mit den warmen 
nordatlantischen Strömungen aufgelöst. Den. Labrador ström, haben 
wir schon kennen gelernt. Der Ostgrönlä'ndische Strom hat seine 
Wurzeln tief im innerarktischen Becken. Über dieses breitet sich 
das von den sibirischen und nordamerikanischen Flüssen herbeigeführte 
Wasser aus, das wegen seiner geringen Dichte ein höheres Niveau 
als der Atlantische Ozean einnimmt. Die Polarströme sind also 
z. T. Gefällsströme, aber auch die Winde haben einen Anteil daran. 
Ich habe seinerzeit die Hypothese aufgestellt, daß die östliche Hälfte 
des arktischen Beckens den größten Teil des Jahres hindurch von 
einem Kücken hohen Luftdruckes durchquert wird, der als Wind- 
und Strömungsscheide funktioniert und erheblichen jahreszeitlichen 
Verschiebungen unterworfen ist. 25 Die Framtrift hat diese Auffassung 
bestätigt; es gibt nordwestlich von den Neusibirischen Inseln eine 
Zone, wo die Stromrichtung zwischen W und schwankt, westlich 
von 120° gewinnt aber die Westtrift entschieden die Oberhand. 
In der Barentssee schiebt sich der polare Bäreninsel ström weit 
nach SW vor, atlantisches und arktisches Wasser greifen hier finger- 
förmig ineinander, und an den Grenzen entstehen Wirbel, geradeso 
wie im Nordmeer. Man muß dabei im Auge behalten, daß die 
Dichte des Meerwassers von der Temperatur und dem Salzgehalt 
abhängt. „So hat arktisches Wasser, dessen Salzgehalt durch Zu- 
mischung von etwas atlantischem auf 34,7 Promille erhöht ist, bei 
— 1 ° dieselbe Dichte wie reines atlantisches Wasser von 35,o Pro- 
mille bei +2 1 / 2 °, nämlich 1,02795. So kann es kommen, daß die 



Die Meeresströmungen 333 



Äste des Atlantischen Stroms unter die Flächen des arktischen 
Wassers untertauchen, aber auch, weit ins Polarmeer hinein vor- 
gedrungen, wieder inselartig an die Oberfläche hinaufreichen und 
Warmwasserflecke bilden können, wenn die arktische Decke unter 
— 1° abgekühlt und damit schwerer wird, oder wenn sich dem in der 
Tiefe bewegten warmen Wasser ein mechanisches Hindernis entgegen- 
stellt" (Krümmel). Wie sich dieser Kampf im Winter gestaltet, ist 
nur unvollständig bekannt; im Nordmeer scheint die Atlantische 
Strömung nachzulassen und wird gegen die norwegische Küste ver- 
schoben. Immerhin ist sie kräftig genug, um die nordischen Gestade 
Europas wie mit einem warmen Mantel zu umhüllen. Den Ver- 
änderungen von Jahr zu Jahr hat man erst in letzter Zeit Auf- 
merksamkeit geschenkt, und Petteesson hat daraus auch die 
meteorologischen Folgerungen gezogen. 26 Nansen 22 hält es für wahr- 
scheinlich, daß die Temperatur der norwegischen See im Mai die 
mittlere Temperatur in Norwegen im darauffolgenden Winter be- 
stimmt, und aus seinem Diagramm der Jahre 1901 — 05 ist ersicht- 
lich, daß die Ernte in Norwegen um so ergiebiger ausfällt, je größer 
der Unterschied zwischen der Temperatur des Atlantischen Stromes 
an der Oberfläche und in 200 m Tiefe im Mai ist. In Mittel- und 
Westeuropa wird, wie aus den Untersuchungen von Meinaedus 27 und 
Beennecke 28 hervorgeht, die Witterung im Frühjahr hauptsächlich 
von der Intensität der nordatlantischen Zirkulation bedingt. Ist 
diese schwach, so findet sich im Frühjahr wenig Eis bei Neufund- 
land, viel bei Island ein, die Temperatur steht in unseren Gegenden 
unter der normalen, und die Weizen- und Eoggenernten fallen iri 
der Kegel schlecht aus. Eine starke Zirkulation ruft gerade die 
umgekehrten Erscheinungen hervor. Die Eisverhältnisse bei Island, 
die als Hauptsymptom des gesamten meteorisch-hydrographischen 
Zustandes im nordatlantischen Gebiet gelten können, zeigen ein 
periodisches Verhalten. 29 Abgesehen von einer 4 — 5 jährigen Periode, 
nimmt der Eisreichtum mit der Sonnenfleckenhäufigkeit zu und ist 
in den trocken-warmen Hälften der BEüCKNEE'schen Perioden größer 
als in den feucht-kühlen. — 

Unsere bisherigen Betrachtungen können wir in Kürze dahin 
zusammenfassen, daß die Hauptströmungen in der Weise sich an- 
ordnen, daß sie zu beiden Seiten des Äquators Streifen, und in 
den übrigen Breiten Kinge bilden, und daß sie sich somit ähnlich 
wie die Winde verhalten. Die Stromringe des nordatlantischen 
Ozeans hängen kettenartig zusammen, das verbindende Glied ist 
der Golfstrom, der auch an der Irischen und der Atlantischen Strö- 
mung teilnimmt. 



334 Das Meer 



Die übrigen Ozeane. Diese Anordnung finden wir mit einigen 
Modinkationen, die sich hauptsächlich aus der Lage des Landes und 
der Küstengestaltung ergeben, auch in den übrigen Ozeanen wieder. 
Äquatorialströmungen mit jahreszeitlichen Verschiebungen be- 
herrschen auch den Pazifischen Ozean zwischen 20° N und 10° S. 
und eigentümlich ist hier nur die streifenartige Ausbildung des 
Gegenstroms im Gegensatz zur keilförmigen im Atlantischen Ozean. 30 
Den schlagendsten Beweis für die Triftnatur dieser Strömungen 
liefert der Indische Ozean, denn nur zur Zeit des NO-Monsuns 
gelangt das Äquatorialsystem zur vollen Entfaltung, und die aus- 
nahmsweise Lage des Gegenstroms südlich vom Äquator entspricht 
genau der der Kalmenzone. Im Sommer aber verschwinden Gegen- 
strom und nördliche Äquatorialströmung mit dem NO-Passat, und 
der südliche Äquatorialstrom tritt auf die nördliche Hemisphäre 
hinüber und verwandelt sich hier unter dem Zwang des SW-Monsuns 
in eine östliche bis nordöstliche Strömung. Von den beiden Armen, 
in die er sich an der ostafrikanischen Küste teilt, erreicht der nörd- 
liche eine sekundliche Geschwindigkeit von 2,8 m, die größte, die 
man bisher im Ozean beobachtet hat. 

Dem subtropischen Stromring im nordatlantischen Ozean 
entspricht genau ein ebensolcher in der südatlantischen Hälfte. 
Der südliche Arm der Äquatorialströmung fließt nach den Unter- 
suchungen von Krümmel als Brasilstrom vom Kap. St. Eoque 
zunächst der Küste von Südamerika entlang, dann immer mehr nach 
sich entfernend bis 48° S, biegt dann als süd atlantische Verbin- 
dungsströmung nach um, um vereint mit gelegentlichen Aus- 
läufern der antarktischen Ostströmung als Benguelastrom in die 
Äquatorialströmung einzumünden. Zwischen dem Brasilstrom und 
der Küste bis Rio Janeiro schiebt sich ein Arm der antarktischen 
Ostströmung, der Falklandstrom ein: ein Gegenstück des Labrador- 
stroms und wie dieser eine Kompensationsströmung. Im Indischen 
Ozean fehlt der nördliche Ring wegen Raummangels, um so regel- 
mäßiger ist aber der südliche entwickelt. Der freie Ausläufer der 
Äquatorialströmung, der Agulhas ström, trifft am südafrikanischen 
Schelf mit der kalten. Ostströmung zusammen und verzahnt sich mit 
ihr in eigentümlicher Weise, sodaß das Meer hier aus wechselnden 
Bändern von kaltem und warmem Wasser besteht. In einem Ab- 
stand von 15 km hat man schon Temperaturdiiferenzen von 7° an- 
getroffen. Das Gegenstück der Benguelaströmung, die Westaustra- 
lische, unterscheidet sich von jener dadurch, daß sie keinen Zu- 
schuß vom antarktischen Oststrom empfängt. Im Pazifischen 
Ozean schmiegt sich der südliche subtropische Stromring eng an die 



Die Meeresströmungen 335 



Windverteilung an, indem er sich in einen Doppelring auflöst; die 
Ostaustralische freie Windströmimg geht von dem westlichen, der 
Peruanische Kompensationsstrom von dem östlichen Ring aus. 
Im nördlichen Ozean sind der Kuroschio, der nordpazifische 
Verbindungsstrom und der Californische Strom 31 die Glieder des 
subtropischen Ringes. Der Kuroschio ist der pazifische Golfstrom, 
wenn er auch seinem atlantischen Genossen an Mächtigkeit nach- 
steht. Die asiatischen Randmeere nötigen ihn zur Zersplitterung; 
er umspült Formosa, die Liu-Kiu-Inseln und Japan, wird aber von 
der Kontinentalküste durch die kalte nach S ziehende Amur- 
Li m an -Strömung und durch eine in gleicher Richtung sich be- 
wegende, kühle Strömung aus dem Gelben Meer ferngehalten. Diese 
letztern Strömungen fließen also im Sommer gegen den Wind und 
mögen wohl zum Ausgleich von Dichteunterschieden dienen. Das 
gleiche gilt auch von der Sachalin Strömung an der Ostküste dieser 
Insel. 

Für die Entwicklung eines subpolaren Strom rings bleibt im 
uordpazifischen Ozean wenig Raum. Immerhin lassen sich auch hier 
Ansätze dazu finden. Aber es fehlt die Verbindung mit dem arktischen 
Becken. Die Kurilenströmung (Oyaschio) ist wohl kalt, aber 
nicht polar, und erreicht die Ostküste von Nippon nur im Winter. 

Ganz eigenartig sind die Stromverhältnisse im zirkumterranen 
Südmeer. Wie hier ein Ring von Westwinden die ganze Erde um- 
spannt, so auch eine zusammenhängende Ostströmung, die nur 
an der südchilenischen Küste und durch Neuseeland zu Teilungen 
gezwungen wird. Nur insofern unterscheiden sich Wind und Strom, 
als bei jenem die südliche, bei diesem die nördliche Komponente 
vorherrscht, aber dieser Unterschied kann auch auf Rechnung der 
Rotationsablenkung gesetzt werden. Daß hier aber der Wind nicht 
allein als Stromerzeuger in Frage kommt, schließt Krümmel daraus, 
daß die jährliche Periode der Stromgeschwindigkeit den entgegen- 
gesetzten Verlauf nimmt, wie die der Windstärke. Auch ist ein 
Zusammenhang mit den Strömungen der höheren antarktischen Breiten 
unzweifelhaft, sonst könnten nicht die Eisberge soweit nach Norden 
vordringen. Wir werden auf diesen Punkt noch einmal zurück- 
kommen, als Schlußergebnis unserer Umschau können wir aber schon 
jetzt feststellen, daß innerhalb der Zone zwischen ungefähr 
48° N und 40° S W T indströmungen nahezu allein herrschen, 
daß aber in höheren Breiten wohl auch andere Ursachen 
z. T. bedingend, z. T. modifizierend mitwirken. 

Das, Auftriebwasser. 32 Daß polares Wasser aus dem antarktischen 
Ozean längs der Westküsten der Festländer bis in die äquatoriale 



336 Das Meer 



Zone gelangt, ist eine traditionelle Vorstellung, die auf allen Strö- 
mungskarten Ausdruck findet. Allerdings sind, wie die Isothermen 
der Meeresoberfläche zeigen (vgl. z. B. Fig. 77 auf S. 339), innerhalb 
des tropischen Stromwirbels die Ostseiten kälter als die Westseiten, 
aber dies gilt auch für die nördliche Hemisphäre, obwohl wir doch 
bestimmt wissen, daß weder der Canarische noch der Califor- 
nische Strom vom Pol kommen. Sie sind die Fortsetzungen der 
relativ warmen östlichen Verbindungsströme, verändern aber ihren 
thermischen Charakter, sobald sie sich aus höheren in niedere Breiten 
bewegen, insofern als sie dann im Vergleich zu ihrer Umgebung 
als kühl erscheinen. Groß kann aber dieser Unterschied nicht sein, 
weil die Ströme sich langsam bewegen und dadurch Zeit gewinnen, 
sich den neuen Wärmeverhältnissen anzupassen. Auch der Peru- 
und der Benguelastrom stehen mit dem passatischen Stromsystem 
in Verbindung; der erstere nimmt aber wohl auch Wasser aus der 
antarktischen Osttrift auf, sonst könnte der Salzgehalt in den Süd- 
chilenischen Gewässern nicht ebenso gering sein wie auf der andern 
Seite Südamerikas, im Bereich des polaren Falklandstromes. Dagegen 
zeichnet sich die Benguelaströmung an der Westküste Südafrikas 
durch hohen Salzgehalt aus (35 — 36 Promille), und es ist daher 
anzunehmen, daß sich ihr, wenn überhaupt, so doch nur wenig 
antarktisches Wasser beimischt (vgl. Fig. 59 auf S. 283). 

Es gibt aber für die Westküsten zwischen 40° N und S eine 
viel wirksamere Kältequelle : das aufsteigende Tiefenwasser. Es 
ist ein allgemeines Gesetz, daß im Rücken des Windes Wasser aus 
der Tiefe aufsteigt, um das vom Wind weggetriebene Wasser zu 
ersetzen. In der Passatzone liegen die kontinentalen Westküsten 
auf der Rückseite; eine Kompensation findet nicht nur oberflächlich 
von den Seiten her statt, sondern auch von unten. So leicht ver- 
ständlich auch dieser Vorgang ist, so wenig wurde er beachtet, ob- 
wohl Witte schon 1871 und Dinklage 1875 darauf aufmerksam 
gemacht hatten. Vollgültige Beweise brachten erst die Beobach- 
tungen an Uferstellen mit zeitweise ablandigen Winden, wie wir 
solche in den letzten Jahren an der afrikanischen Ostküste kennen 
gelernt haben. Zur Zeit des Südwestmonsuns haben hier weite 
Küstenstrecken auffallend kaltes Wasser, wie zwischen Warschekh 
und dem Kap Guardafui, im N und der Insel Sokotra und an 
ein paar Stellen der arabischen Südküste. Bei Nordostmonsun ver- 
schwinden diese kalten Zonen, aber im Golf von Aden, wo die 
Strömung nach W und NW geht, erscheint eine neue zwischen Kap 
Guardafui und Bandar Alula. An polares Wasser ist in allen diesen 
Fällen natürlich nicht zu denken. 



Die Meeresströmungen 337 



Eine kalte Küstenzone zeichnet die Ostseiten aller Passatmeere 
aus, mit einziger Ausnahme derjenigen von Westaustralien. Krümmel 
erklärt sie durch die geringe meridionale Ausdehnung dieses ErcL 
teiles, die das fortgeführte Meerwasser durch eine Strömung von N 
her zu ersetzen gestattet. An der californischen Küste gelangt das 
Auftrieb wasser nur im Sommer zur vollen Entwicklung, weil, wie 
Thorade 31 gezeigt hat, die Strömung nur in dieser Jahreszeit eine 
scharfe ablandige Eichtung einschlägt. In diese Kategorie gehört 
auch der „kalte Wall" zwischen dem Golfstrom und der Ostküste 
der Vereinigten Staaten, wenn er auch vielleicht mit dem Labrador- 
strom in Verbindung steht. Selbst abseits von den Küsten treten 
solche Kaltwasserflecke auf, wenn die Trift besonders kräftig ent- 
wickelt ist; im Pazifischen Ozean westlich von den Galapagos ist 
dies eine so regelmäßige Erscheinung, daß sie sogar auf den Iso- 
thermenkarten der Meeresoberfläche zum Ausdruck kommt. Wahr- 
scheinlich sind auch die rätselhaften Stromkabbelungen, heftige 
und geräuschvolle, kurzwellige Wasserbewegungen, auf Aufsteigen 
von Tiefenwasser zurückzuführen. 

In seinen klimatischen und sonstigen Eigenschaften unterscheidet 
sich das kalte Auftriebwasser durchaus nicht von kalten Oberflächen- 
strömungen. Es erzeugt ebenfalls ein rauhes, wenn auch ziemlich 
gleichmäßiges Küstenklima, indem es besonders die Sommertemperatur 
stark herabsetzt; es hüllt sich in dichte Nebel, während es gleich- 
zeitig die Kegenbildung hindert. Wie alles kühlere Meerwasser, 
beherbergt es auch eine ungeheure Planktonfülle, die eine reiche 
Fischfauna ernährt. Das „Dunkelmeer" an der afrikanischen Nord- 
westküste ist wahrscheinlich ein nicht minder ergiebiger Fischerei- 
grund wie die Neufundlandbank oder das Gebiet der Falkland- 
strömung. 

Literaturnachweise. 1 G. Schott, Weltkarte zur Übersicht der Meeres- 
strömungen, 3. Aufl., Berlin 1909; einzige Wandkarte, die speziell diesem Zwecke 
gewidmet ist. — 2 Vgl. den instruktiven Querschnitt von G. Braun in Petermann's 
Mitteilungen 1910, II, S. 74. — 3 L. E. Dinklage, Die Oberflächenströmungen 
im südwestlichen Teil der Ostsee, in den Annalen der Hydrographie und 
maritimen Meteorologie, 1888. — 4 R, Witting, ebendaselbst 1909, S. 193. — 

5 V. W. Ekman, Zur Theorie der Meeresströmungen, ebendaselbst 1906. — 

6 G. . Schott , Die Flaschenposten der Deutschen Seewarte bis Ende 1896, im 
Archiv der Deutschen Seewarte 1897, Bd. XX. — 7 G. Schott zit. S. 301. — 
s In den Annalen der Hydrographie usw., 1905, S. 314. — 9 Das Hydrographie 
Office of the Admirality in London gab bisher folgende detaillierte Karten- 
werke heraus: Monthly Current Charts for the Indian Ocean, 1896; Monthly 
Current Charts for the Atlantic Ocean, 1897; Quarterly Current Charts for 
the Pacific Ocean, 1897. Für den Indischen Ozean s. die vom niederländischen 
meteorologischen Institut herausgegebenen Monatskarten unter dem Titel 

BüPAH, Physische Erdkunde. 5. Aufl. 22 



338 Das Meer 



..Waarnemingen in den Indischen Ocean", 1889 ff. — 10 H. Mohn, zit. S. 290. 
Nach dieser Methode haben R. Engelhardt die Strömungen der Ostsee (Archiv 
der Seewarte Bd. XXII, 1899), G. Wegemann die Oberflächenströmungen des 
nordatlantischen Ozeans nördlich von 50° NB (ebenda), Cästens die Strö- 
mungen des Atlantischen Ozeans (Kiel 1905) und W. Wissemann die Ober- 
iläclienströmungen des Schwarzen Meeres (Annalen d. Hydrographie, 1906) be- 
arbeitet. — ll V. Bjerknes, Über einen hydrodynamischen Fundamentalsatz und 
seine Anwendung auf die Mechanik der Atmosphäre und des Weltmeeres, in 
den Kongl. Svenska Vetenskaps-Akademiens Handlingar, 1898, Bd. XXXI. 
Bjerknes und J. W. Sandström, Über die Darstellung des hydrographischen 
Beobachtungsmaterials durch Schnitte, die als Grundlage der theoretischen 
Diskussion der Meereszirkulationen und ihrer Ursachen dienen können (in 
P. T. Cleve, G. Ekman und 0. Pettersson, Les variations annuelles de l'eau 
de surface de l'Oeean Atiantique; Göteborg 1901). — 12 J. W. Sandström und 
B. Helland-Hansen, Über die Berechnung von Meeresströmungen; Bergen 1903 
(im Report on Norwegian Fishery- and Marine-Investigations, Bei. II). — 13 Eine 
gute Übersicht über die ältere Geschichte gibt A. Pahde, Die theoretischen 
Ansichten über die Entstellung der Meeresströmungen, im Jahresbericht des 
Realgymnasiums zu Krefeld, 1888. — u K. Zöppritz, Zur Theorie der Meeres- 
strömungen, in den Annalen der Physik, 1878, Bd. III. — 15 F. Nansen, Die 
Ursachen der Meeresströmungen, in Petermann's Mitteilungen, 1905. — 
18 J. W. Sandström, Dynamische Versuche mit Meerwasser, in den Annalen für 
Hydrographie usw. 1908. — 17 J. E. Pillsbüry, The Gulf Stream, im Report- 
der U. S. Coast and Geodetic Survey für 1889-90; Washington 1892. Eine 
wichtige Ergänzung bietet G. Schott, Salzgehalt und Dichte der Meeresober- 
fläche in den westindischen Gewässern, in Petermann's Mitteilungen 1908. — 
1S J. S. Soley in den Annalen der Hydrographie usw. 1907, S. 84. — 19 O. Krümmel, « 
Die nordatlantische Sargassosee, in Petermann's Mitteilungen, 1891. — 

20 L. Mecking, Die Eistrift aus dem Bereich der Baffinsbai, Berlin 1906. — * 

21 G. Schott, Die Gewässer der Bank von Neufundland, in Petermann's Mit- 
teilungen, 1897. — 2ä B. Helland-Hansen u. F. Nansen, The Norwegian. Sea, 
Kristiania 1909. — 23 L. Breitfuss, Ozeanographische Studien über das Barents- 
meer, in Petermann's Mitteilungen, 1904. N. Knipowitsch, Hydrologische 
Untersuchungen im Europäischen Eismeer, in d. Annalen d. Hydrographie usw., 
1905. F.Nansen, Northern Waters, Kristiania 1906 (Videnskabs-Selskabets skrifter, 
Math.-naturw. Kl. 1906, Nr. 3). — 24 F. Nansen im 3. Bde. von The Norwegian 
North Polar Expedition, 1893—96. Scientific Results, London 1902. — 8S A.Süpan, 
Die arktische Windscheide, in Petermann's Mitteilungen, 1891. — 26 O. Pettersson, 
Über die Beziehungen zwischen hydrographischen und meteorologischen Phäno- 
menen, in der Meteorologischen Zeitschrift, 1896. — 27 W.Meinardus, Der Zusammen- 
hang des Winterklimas in Mittel- und Nord Westeuropa mit dem Golfstrom, in 
der Berliner Zeitschrift der Gesellschaft für Erdkunde, 1898; Über Schwankungen 
der nordatlantischen Zirkulation und damit zusammenhängende Erscheinungen, 
in der Meteorologischen Zeitschrift, 1905. — 28 W. Brennecke, Beziehungen 
zwischen der Luftdruckverteilung und den Eisverhältnissen des Ostgrönländischen 
Meeres, in den Annalen d. Hydrographie usw., 1904. — 29 W. Meinardus, 
Periodische Schwankungen der Eistrift bei Island; ebenda, 1906. — 30 C.Puls, 
Oberflächentemperatur und Strömungsverhältnisse des Äquatorialgürtels des 
Stillen Ozeans, im Archiv der Deutschen Seewarte, Bd. XVIII, 1896. — 

31 H. Thorade in den Annalen der Hydrographie usw. 1909, S. 17 und 63. — 

32 A. Puff, Das kalte Auftriebwasser; Marburg 1890. 



Die Temperaturverteilung im Wasser 



339 



Die Temperaturverteilung im Wasser. 

Die Oberflächentemperatur des Meeres. 1 Die Oberflächentem- 
peratur des Meerwassers ist im allgemeinen etwas höher als die der 
untersten Luftschichten, und zwar über warmen Strömungen stets 
und im Winter auch meist 
über kalten. 2 x In einzelnen 
Tages- und Jahreszeiten kann 
dieser Unterschied ziemlich be- 
trächtlich werden, weil die 
Wassertemperatur viel gerin- 
geren Schwankungen unter- 
worfen ist als die Lufttempe- 
ratur; im Jahresdurchschnitt 
ist er aber doch gering, wie 
bei der innigen Berührung von 
Luft und Wasser und bei der 
großen Wärmekapazität des 
letzteren nicht anders zu er- 
warten ist. Genügt doch die 
Temperaturen) iedrigung eines 
cbm Wasser um 1°, um die 
Temperatur von 3000 cbm Luft 

um 1° ZU erhöhen. xx Die Fig. 77. . Isothermen der Oberfläche des At- 
Luftisothermen haben daher lantischen Ozeans nach Koppen und Keümmel. 
.., n i -o t. • i_ Die punktierten Flächen sind anomal kalt. 

überall das Bestreben, sich * 

möglichst eng den Wasserisothermen anzuschließen; die letzteren 
hängen aber, außer von der geographischen Breite, auch von der 
horizontalen und vertikalen Wasserzirkulation ab (vgl. Fig. 77). 
Daher ist zwischen ungefähr 40° N und 40° S das Meer im Osten 
kälter und jenseits dieser Parallelen wärmer als im Westen. Die 
Mächtigkeit der Atlantischen Strömung verrät sich durch die weit 
nach Norden geschwungenen Isothermenkurven, und das Zusammen- 
rücken der Wärmelinien an der Neufundlandbank ist ein W r erk der 
Labradorströmung. Für alle Ozeane gilt das Gesetz, daß die nörd- 




x Als Mittel der Differenz 


Luft minus Wasser aus je vier Beispielen 


können angeführt werden: 




Winter 


Frühling Sommer Herbst Jahr 


Wanne Strömungen — 2,i° 


-0,9° -0,3° -1,7° -1,3° 


Kalte „ _0,* 


+ 0,3 +0,6 +0,1 +0,05 


xx Vgl. S. 84. 





22 



340 



Das Meer 



liehen Partien wärmer sind als die entsprechenden südlichen. x Dieser 
Gegensatz ist in letzter Linie eine Folge der stärkeren Entwicklung 
des Südostpassates. Die südliche Äquatorialströmung, die im Atlan- 
tischen und im Großen Ozean beständig, im Indischen aber nur zur 
Zeit des Südwestmonsuns den Äquator überschreitet, führt unserer 
Hemisphäre eine Menge erwärmten Wassers zu, und dieses ernährt 
wieder die mächtigen warmen Ströme der nördlicheren Breiten. Die 
Ozeane der südlichen gemäßigten Zone erhalten dagegen nicht nur 
weniger Tropenwasser, sondern stehen überdies noch mit dem Eis- 
meer in Verbindung. 

Die jährliche Schwankung der marinen Oberflächentemperatur 3 
bewegt sich wegen der hohen spezifischen Wärme des Wassers xx 
innerhalb beträchtlich engerer Grenzen als die der Lufttemperatur. 
In den englischen Schiffsjournalen fand Sir John Murbay im offenen 
Ozean als Extreme — 3,3 ° und 32,2°, ja selbst wenn wir die Neben- 
meere, wo ein Maximum von 35,6° verzeichnet ist, berücksichtigen, 
steigt die absolute Schwankung nur auf 39°. Man vergleiche damit 
die absolute Schwankung der Lufttemperatur, die nahezu 100° er- 
reicht! Verschiedene Gesetze beherrschen auch die geographische 
Verteilung der Schwankung der Luft- und der Schwankung der 
Meerestemperatur. Während die erstere auf dem Meer vom Äquator 
gegen die Pole zunimmt, steigt die letztere nur bis ungefähr 40° B. 



Mittlere Oberflächentemperatur nach Krümmel: 





Atlantischer 


Indischer 


Großer 


Ganzes 




Ozean 


Ozean 


Ozean 


Weltmeer 


Zonen 


N S 


N S 


N S 


N S 


90—80° 


— — 


" — — 


— — 


- l,t° - 


80—70 


~ - 1,7° 


- - 1,7° 


- - 1,7° 


- 1,0 - 1,7° 


70—60 


4,3° - 1,3 


- - 1,5 


- - M 


3,1 - 1,4 


60—50 


8,9 1,9 


1,6 


5,7° 5,0 


6,1 3,i 


50—40 


12,9 9,5 


8,7 


10,0 11,2 


11,0 9,8 


40—30 


20,3 17,1 


— 17,0 


18,6 17,0 


18,4 17,0 


30—20 


23,9 21,2 


26,i° 22,5 


23,4 21,5 


23,7 21,7 


20—10 


25,6 23,2 


27,2 25,9 


26,4 25,i 


26,5 25,i 


10— 


26,8 25,7 


27,8 27,4 


27,2 26,o 


27,3 26,5 


Mittel 1 


20,i 14,i 


27,5 15,3 
~177o~ 


22,2 16,8 


19,2 16,o 


16,9 


19,i 


17,4 



Über den Begriff der spezifischen Wärme s. S. 84. Sie beträgt: 

Wasser Luft 

Salzgehalt, Promille 13 26 30 

Spez. Wärme . . . l,ooo 0,963 0,944 0,926 0,237 



Die Temperatnrverteilung im Wasser 341 

und nimmt dann polwärts wieder ab; doch muß die Frage, ob in 
den höheren Breiten nicht abermals eine Steigerung erfolgt, noch 
offen gelassen werden. Die verhältnismäßig große Schwankung in 
den Roßbreiten schreibt Schott der geringen Bewölkung und der 
schwachen Luftbewegung zu, die den jährlichen Wechsel der Sonnen- 
strahlung zur vollen Geltung gelangen läßt. Die Maxima der 
Schwankung finden wir einerseits dort, wo warme und kalte Strö- 
mungen zusammentreffen, anderseits in der Nähe des Festlandes und 
daher auch in den Nebenmeeren. Für die maritime Temperatur- 
verteilung sind die Landwinde ein ebenso wichtiger Faktor wie die 
Seewinde für das Landklima, und am gleichmäßigsten hält sich, ab- 
gesehen von der Aquatorialzone, die Meerestemperatur das ganze Jahr 
hindurch dort, wo der kontinentale Einfluß völlig aufhört, nämlich 
in den mittleren südlichen Breiten. 

Legt man die Mitteltemperatur des ganzen Weltmeeres der 
Beurteilung zugrunde, so ergibt sich eine zonale Dreiteilung, und 
jedem der drei Ozeane kommt in einer Zone das Maximum der posi- 
tiven, in einer andern das Maximum der negativen Zone zu. Nörd- 
lich von 30° N ist der Atlantische Ozean zu warm; Krümmel's 
Isanomalenkarte zeigt im Bereich des Golfstroms und der Irischen 
und der Atlantischen Strömung die höchsten Werte der positiven 
Anomalie, die überhaupt auf dem Meer vorkommen. Zwischen 
30° N und 30° S, also in der Tropenzone, ist dagegen der Atlantische 
Ozean relativ am kältesten und der Indische am wärmsten. Südlich 
von 30° S fällt das positive Maximum in den Großen und das nega- 
tive in den Indischen Ozean, wahrscheinlich eine Folge davon, daß 
die Antarktika auf der indischen Seite am weitesten und ge- 
schlossensten nach N vordringt, und die Produktion von Eisbergen 
hier viel beträchtlicher ist, als auf der pazifischen Seite. 

Tiefentemperatur in Süßwasserseen. 4 Wie in der Lufthülle 
unseres Planeten die Temperatur nach der Höhe abnimmt, so in 
der Wasserhülle nach der Tiefe. In derselben Richtung vermindert 
sich auch ihre Schwankung; die tägliche, die in unseren Breiten 
selbst an der Oberfläche der Seen 2° nicht übersteigt, sinkt nach 
Mann schon in einer Tiefe von 5 m auf 0,i°, während die jährliche 
erst in 100 — 200 m Tiefe nahezu erlischt. Völlig gleichmäßig ist die 
Temperatur auch in größeren Tiefen nicht; im Genfer See (310 m 

schwankt sie selbst am Boden noch um ein paar Zehntelgrade 
innerhalb eines Jahres, und in zwölf Jahren betrug der Unterschied 
der Extreme sogar 1,4°. Nach Fobel sind es hauptsächlich die trüben 
Gewässer .der Zuflüsse, die infolge größerer Dichte zu Boden sinken 
und ihre höhere Temperatur den Tiefen des Sees mitteilen. 



342 



Das Meer 



Während die Atmosphäre hauptsächlich von unten erwärmt wird, 
empfängt das Wasser seine Wärme von oben, und die Temperatur- 
verteilung in einer Wassersäule gestaltet sich daher wesentlich 
anders als in einer Luftsäule von gleicher Höhe. Die Süß w asser - 
seen erwärmen sich am Tag und im Sommer durch Durchstrahlung 
und Leitung und kühlen sich nachts und im Winter durch Leitung 
und vertikale Wasserzirkulation ab. Die direkte Sonnenwirkung be- 
einfhißt nur eine dünne Oberflächenschicht; nach Geissinger's 
Messungen im kärtnischen Weißensee 5 reichte sie anfangs September 
nur bis 12 m Tiefe. Die vertikale Zirkulation wird dadurch hervor- 
gerufen, daß das Oberflächenwasser sich abkühlt, dadurch schwerer 
wird und untersinkt, bis es eine Schicht von gleicher Temperatur 
und Dichte erreicht hat. Wärmere Tiefenschichten steigen auf, kühlen 
sich wieder ab, sinken wieder unter, und dieses Spiel dauert so 

lange, bis das gestörte 



t? ^ 



^ s; 



MfMHiM 4 I 



} 8°9 10°11° 12° 12° 11°W°9° 8° l l 



20 



30 



50 



60 







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V 


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v 






&J 1 












\ 






W 



Fig. 78. Thermoisoplethen des Loch Neß. 



Gleichgewicht wieder 
hergestellt ist. Würde 
die Dichte des Süß- 
wassers mit fallender 
Temperatur stetig stei- 
gen, so müßte in jenen 
Tiefen unserer mittel- 
europäischen Seen das 
Wasser eine Temperatur 
besitzen gleich dem 
mittleren Temperatur- 
minimum der betreffen- 



den Gegend. Bekanntlich erreicht aber das Süßwasser seine größte 
Dichte schon bei +4° (bei hohem Druck allerdings etwas 
darunter), und in der Tat finden wir diese Temperatur auch in 
den meisten unserer tieferen Alpenseen, vorausgesetzt, daß sie 
nicht durch warme Quellen auf dem Grund gespeist werden. Wenn 
das Bodenwasser ein wenig wärmer gefunden wird als die benach- 
barten Schichten, so ist dies dem Einfluß der Erdwärme, vielleicht 
auch dem wärmeerzeugenden Fäulnisprozeß der auf dem Boden 
lagernden Organismen oder den falschen Angaben eines gegen Druck 
nicht genügend geschützten Thermometers 6 zuzuschreiben. 

Längere, regelmäßige Beobachtungen besitzen wir nur vom 
Loch Neß im caledonischen Graben Schottlands. 7 Sie erstrecken 
sich über 22 Monate (1903—1905), und die mittleren Monatstempe- 
raturen (2jährige Mittel, nur für Mai und Juni einjährige) finden 
sich in nachfolgender Tabelle zusammengestellt. 



Die Temperaturverteilung im Wasser 343 





Jan. 


Feb. 


März 


Apr. 


(Mai) 


(Juni) 


Juli 


.Aug. 


Sept. 


Okt. 


Nov. 


Dez. 


Luft 


4,3° 


3,o°* 


4,40 


6,<° 


8,8° 


12,3° 


13,3° 


12,7° 


11,7° 


8,*° 


5,i° 


3,o° 


Tiefe 


























Ü,o m 


5,9 


5,3 


5,3* 


6,6 


6,4 


9,2 


11,7 


12,7 


11,5 


9,7 


8,i 


6,6 


15,2 


5,9 


5,4 


5,2* 


5,4 


6,0 


8,0 


10,3 


11,1 


11,2 


«7,5 


8,i 


6,6 


30,5 


•5,9 


5,4 


5,2* 


5,3 


5,9 


7,« 


9,2 


9,9 


10,6 


9,3 


8,i 


6,6 


45,7 


5,9 


5,4 


5,!* 


5,3 


5,8 


6,7 


8,1 


8,c 


9,1 


8,8 


7,9 


6,6 


61,o 


5,8 


5,3 


5,!* 


5,3 


5,7 


6,2 


?,' 


7,6 


V 


7,8 


7,, 


6,6 



Daß die Seeoberfläche im Winterhalbjahr wärmer ist als die 
Luft, erklärt sich aus dem allgemeinen thermischen Verhalten des 
Wassers. Vom Dezember bis März ist die Temperatur bis 61 m 
Tiefe nahezu gleichmäßig. Vom Juni ab beginnt sie mit der Tiefe 
abzunehmen, und im wärmsten Monat, im August, erreicht die Ab- 
nahme ihren höchsten Wert. Sie vollzieht sich nicht gleichmäßig; 
es gibt eine Stelle, wo die Temperatur gleichsam einen Sprung 
macht, und ihr Entdecker, Ed. Eichtee, hat sie daher auch passend 
Sprungschicht genannt. Man erkennt sie auch in obiger Tabelle; 
sie liegt von Juni bis August in den obersten Schichten und senkt 
sich dann in die untersten Schichten, bis sie im November ver- 
schwindet^ Außer jahreszeitlichen unterliegt sie auch täglichen 
Verschiebungen. Ihre obere Grenze bezeichnet den Endpunkt der 
vertikalen Zirkulation, die durch die nächtliche Abkühlung der Ober- 
flächenschicht erzeugt wird und sich bis zu jener Tiefe erstreckt, in 
der die Temperatur gleich ist der nächtlichen Oberflächentemperatur. 
Die auf- und absteigenden Schichten vermischen sich so innig, daß 
sie am darauffolgenden Morgen eine gleichmäßige Temperatur an- 
nehmen Diese ist natürlich an der oberen Grenze der Zirkulations- 
schicht tiefer als die Temperatur des vorhergehenden Tages, an der 
unteren aber höher, und statt der früheren gleichmäßigen x4.bnahme 
findet nun ein Sprung statt. So trägt, so paradox es auch klingen 
mag, die nächtliche Abkühlung die Wärme in die Tiefe, und zwar 
um so tiefer, je größer die tägliche Temperaturschwankung ist. 

Neben vertikalen Temperaturunterschieden greifen innerhalb 
eines Süßwassersees auch horizontale Platz. Wichtig ist der Einfluß 



x Die genaue Lage der Sprungschicht kann nur durch Messungen in 
kurzen Abständen festgestellt werden. Selbst solche von 1 m sind noch zu 
groß. Das ersieht man aus der Beobachtung Ed. Richter 1 * im Wörther See 

am 17. Sept. 1890, mittags: 

Tiefe m 10 11 12 15 20 

Temperatur .... 17,s° 17,5° 15,2° 10,7° 8,o° 6,s° 

Die genaueren Messungen in Abständen von 20 cm zeigten, daß nicht die 
ganze Schicht zwischen 10 und 11 m Tiefe der Sprungschicht angehört, denn 
in 10,s m betrug die Temperatur noch 17,4°. 



344 



Das Meer 



des Windes, besonders in Seen, deren ausgesprochene Längsachse 
mit der Hauptrichtung der Winde übereinstimmt. Das warme Ober- 
wasser wird von dem Wind nach der Leeseite getrieben, und zum 
Ersatz dafür steigt kälteres Unterwasser an der Luvseite in die 
Höhe. Die Isothermen der oberen Wasserschichten neigen sich in 
diesem Falle in der Richtung des Windes. x Aber auch dann, wenn 
der Wind abgeflaut ist, erlischt sein Einfluß nicht, wie Watson und 
Weddeebuen zum ersten Mal am Loch Neß nachgewiesen haben. 
In der Umgebung der Sprungschicht führen die Isothermen, ganz 
unabhängig von dem Verlauf der Isothermen in den obern Wasser- 
schichten, eine eigentümliche Schaukelbewegung aus; sie neigen sich 
nach dem SW-Ende des langgestreckten Sees, dann nach dem NO-Ende, 
und kehren endlich wieder in ihre frühere Lage zurück. In einer 
bestimmten Tiefe tritt also gleichzeitig mit dem Temperaturmaximum 
an dem einen Ende ein Temperaturminimum am andern Ende auf, 
und die Amplitude wird um so kleiner, je mehr man sich der Mitte 
des Sees nähert. Solche Oszillationen, die man zutreffend ther- 
mische Seiches genannt hat, können sich mehrmals wiederholen; 
ihre Periode ist umso größer, je tiefer die Sprungschicht liegt, und 
schwankt nach den Berechnungen zwischen 2 J / 4 und S 1 ^ Tagen. 
Sie treten nur dann auf, wenn die Sprungschicht deutlich entwickelt 
ist, denn nur in diesem Fall besteht ein schärferer Gegensatz zwischen 
einer relativ warmen Ober- und einer relativ kalten Unterschicht, 
die in ihrem Verhalten voneinander bis zu einem gewissen Grad 
unabhängig sind. Eine weitere Bedingung scheint zu sein, daß die 
Längsachse des Sees in die Richtung der vorherrschenden Winde fällt. 9 
Nach ihren Wärmeverhältnissen unterscheidet Foeel tropische, 
gemäßigte und polare Seen. Diese Bezeichnungsweise kann irre- 
führen. Zum tropischen Typus gehört z. B. der Genfersee, zum 



x Ein Beispiel bieten die Messungen Mueray's 8 im Loch Lochy, der, 
von NO nach SW sich erstreckend, den südwestlichen Teil des caledonischen 
Grabens erfüllt: 





7. September 1887 


9. September 1887 


Tiefe 
m 


Nähe des 
SW- Endes 


Mitte 


Nähe des 
NO-Endes 


Nähe des 
SW- Endes 


Nähe des 
NO-Endes 




Wi 






Wind > 






i 







13,7° 13,3° 


12,6° 


12,7° 


12,9° 


9 


13,4 


13,2 


12,4 


12,7 


12,8 


18 


13,4 


12,9 


12,1 


11,5 


12,8 


37 


8,4 


8,4 


— 


9,0 


— 


55 


V 


7,3 


— 


7,3 


— 



Die Temperaturverteilung im Wasser 345 



polaren der Baikalsee, und der gemäßigte TyP us kommt auch in 
den Tropen in beträchtlichen Seehöhen und in der polaren Zone 
(z. B. der Enaresee in Lappland) vor. Wir sprechen daher besser 
von warmen/ gemäßigten und kalten Seen. Die geographische 
Lage ist nicht allein maßgebend, wie Halbfass 10 betont hat, 
sondern auch die Gestaltung des Seebeckens. Ob seiner weiteren 
Schlußfolgerung, daß unter sonst gleichen Verhältnissen die Mittel- 
temperatur der Seen mit der geographischen Breite und die Tiefen- 
temperatur mit der Meereshöhe des Seebodens abnimmt, gesetz- 
mäßige Gültigkeit zukommt, müssen erst weitere Untersuchungen 
lehren. 

In den warmen Seen nimmt die Temperatur das ganze Jahr 
mit der Tiefe ab; sie sind — nach Fokel's Ausdruck — durch 
regelmäßige Wärmeschichtung x ausgezeichnet. Die tiefste 
Temperatur kann daher niemals unter 4° sinken. 

Die gemäßigten Seen haben nur im Sommer regelmäßige, im 
Winter aber verkehrte Wärmeschichtung, d. h. ihre Temperatur 
nimmt mit der Tiefe zu. Im Moment des Überganges hat die ganze 
Wassersäule ungefähr 4°. xx Werden die oberflächlichen Schichten 
kälter, so sinken sie nicht mehr unter. Die Temperatur der tieferen 
Schichten erniedrigt sich nur durch Ausstrahlung; sie nimmt nach 
der Tiefe zu, bis die konstante Schicht von 4° erreicht ist. xxx Die 
Eisbildung 11 beginnt daher stets an der Oberfläche + und schreitet 

x Krümmel hat folgende Terminologie empfohlen: 
Homotherm : gleiehmäßige Temperatur, 
Heterotherin: ungleiehmäßige Temperatur, und zwar: 
anotherm: Temperatur nach der Tiefe abnehmend, 
katotherm: Temperatur nach der Tiefe zunehmend, 
mesotherm : kalt, warm, kalt, 
dichotherm: warm, kalt, warm, 

poikilotherm: unregelmäßige Abwechslung verschieden temperierter 
Schichten. 
Analoge Benennungen lassen sich auch für die vertikale Verteilung des 
Salzgehaltes anwenden, z. B. homohalin usw. 

x x Dieser Fall ist tatsächlich einmal von Halbfass im pommerischen 
Dratzigsee (am 1. Januar 1901) beobachtet worden. 

xxx Die Temperaturverteilung im Züricher See war am 25. Januar 1880 
nach Forel folgende: 

Tiefe ... 20 40 60 80 100 120 133 

Temperatur . 0,2° 2,9° 3,5° 3,7° 3,8° 3,9° 4,o° 4,o° 
+ Bisher hatte man neben dem Eis immer Wasser mit positiver Tempe- 
ratur beobachtet. Wasser mit 0° bildet im Moment des Gefrierens nur eine 
wenige Millimeter dicke Schicht, deren Vorhandensein erst K.Schuh (s. Peter- 
manns Mitteilungen 1901, S. 57) mit seinem neu konstruierten Thermometer 
nachgewiesen hat. 



346 Das Meer 



langsam nach unten fort. Aber niemals können unsere tieferen 
Landseen bis auf den Grund gefrieren, und so kann ihr organisches 
Leben auch den Winter überdauern. 

In den kalten Seen herrscht das ganze Jahr hindurch ver- 
kehrte Wärmeschichtung, die Oberflächentemperatur ist daher stets 
unter 4°. 

Namentlich für die Seen von gemäßigtem Typus ist nach 
Beückner's 12 Untersuchungen die Größe des Abflusses ein ent- 
scheidender Faktor. Der Abfluß entführt Oberflächenwasser, das im 
Sommer durch kälteres, im Winter durch wärmeres Tiefenwasser 
ersetzt wird. Je größer also der Abfluß, desto geringeren jahreszeit- 
lichen Schwankungen ist die Oberflächentemperatur ausgesetzt. Über- 
trägt man diese Erfahrung auch auf die beiden andern Kategorien, 
so ergibt sich der Satz, daß das ganze Jahr hindurch warme Seen 
um so wärmer, und kalte Seen um so kälter sind, je geringer ihr 
Abfluß ist. Indes sind die Untersuchungen auf diese Kategorien 
noch nicht ausgedehnt worden. 

Tiefentemperaturen im Salzwasser. In zwei Punkten unter- 
scheidet sich hinsichtlich seines thermischen Verhalten das Salz- 
wasser von dem Süßwasser. Mit steigendem Salzgehalt verschiebt 
sich nämlich der Gefrierpunkt und das Dichtigkeitsmaximuni 
nach abwärts, x und damit ändert sich das Minimalmaß der Tiefen - 
temperatur. Die erkaltete Oberflächenschicht sinkt in die Tiefe, nicht 
bloß, wie im Süßwasser, weil sie erkaltet ist, sondern auch, weil sie 
durch die Ausscheidung von Salz bei der Eisbildung salzreicher ge- 
worden ist. Während sich die Tiefentemperatur in Süßwasserseen 
immer über dem Nullpunkt erhält, kann sie schon in Wasser von nur 
mäßigem Salzgehalt darunter sinken, wenn die klimatischen Verhält- 
nisse die Erzeugung so niedriger Wärmegrade gestatten. Sobald aber — 
und dieser Fall tritt schon bei einem Salzgehalt von 25 Promille 
ein — das Dichtigkeitsmaximum tiefer liegt als der Gefrierpunkt, 
wird die untere Temperaturgrenze der Tiefenschichten nur mehr von 
dem letzteren bestimmt. Vor intensiverer Erkaltung schützt die 






x Salzgehalt (Promijle) 10 20 30 40 

Gefrierpunkt ... 0° -0,6° -l,i° -1,7° -2,3° 
Dichtigkeitsmaximum 4-4,o +1,9 —0,3 —2,5 —4,5 

H. J. Hansen drückt das Verhältnis zwischen Salzgehalt und Gefrierpunkt (/.,) 

durch folgende Formel aus: 

t ü sss — O,00S6 —0,064633 CT —0,0001055 (7 2 . 

0° 
(j = 1000 (s—— 1) (vgl. S. 284). Ist der Salzgehalt bekannt, so kann der 

dazu gehörige Wert von t unmittelbar Knudsen's hydrographischen Tabellen 
entnommen werden. 



Die Temperaturverteilung im Wasser 347 



Eisdecke als schlechter Wärmeleiter die Tiefe, und daher kann 
selbst das Bodenwasser polarer Meere nicht kälter sein als — 2 
bis -3°. 

Der zweite Unterscheidungspunkt ist folgender. Die tieferen 
Süßwasserschichten erwärmen sich hauptsächlich durch Leitung, da 
die vertikale Zirkulation nicht weit hinabreicht. Um Wasser von 
der Oberfläche in die Tiefe zu führen, gibt es hier nur ein Mittel: 
die Abkühlung, im Salzwasser dagegen noch ein zweites: die Erwärmung. 
Indem das erhitzte OberÜächenwasser verdunstet, wird es relativ 
salzreicher, schwerer, und sinkt unter. Auch frische, trockene Winde 
steigern die Verdunstung. Um die ungeheuere Bedeutung dieser 
Faktoren zu würdigen, vergleiche man nur die Temperaturen im 
Mittelmeer und in den oberitalienischen Seen. Hier unter 150 m 
Tiefe schon überall Temperaturen von 5 bis 7°, dort selbst an den 
tiefsten Stellen noch eine Temperatur von 13°! x Dieser Wärmegrad 
entspricht ungefähr der mittleren Januartemperatur der Luft in. diesen 
Gegenden und herrscht mit geringen Schwankungen in der ganzen, 
mehrere 1000 m mächtigen Wasserschicht unterhalb 500 m Tiefe. Die 
vertikale Temperaturabnahme beträgt hier nur ein paar Zehntel Grad. 

Das Mittelmeer ist ein nahezu abgeschlossenes Becken; die 
Gibraltarschwelle ist zu seicht, als daß das kalte ozeanische Tiefen- 
wasser eintreten könnte. Maßgebend für die Tiefentemperatur 
der Nebenmeere ist also die Tiefe und auch die Breite der 
Kanäle, die sie mit dem Hauptmeer verbinden. Daß wir auch 
die Breite als einen Faktor für den Grad der Vermischung zweier 
Gewässer anführen, bedarf keiner weiteren Erörterung. 

Im Gebiet des Schwarzen Meeres ist das Klima, besonders 
das winterliche, beträchtlich kälter als im Mittelmeer, und dement- 
sprechend müssen wir dort Tiefentemperaturen von nahe an 6° erwarten. 
Solche finden wir auch in der Tat. In dem Längsprofil zwischen 
Varna in Bulgarien und Pizunda am kaukasischen Gestade, das die 
russische Forschungsexpedition 1890/91 aufnahm 14 , liegt durch- 
schnittlich zwischen 40 und 90 m Tiefe eine Kälteschicht von weniger 
als 8°. In ungefähr 60 m Tiefe sank das Thermometer im Mittel auf 
7,2°, die Extreme schwanken nur' zwischen 6,? und 7,6°. Von da ab 

x Zwischen Korfu und Ben Grhäsi (Tripolis) war die durchschnittliche 
vertikale Temperaturverteilung nach den Messungen der „Pola" im September 
1891 folgende: 

Tiefe m 10 50 100 500 Boden (bis 3700 m) 

Temperatur 24,8° 23,8° 18,9° 15,5° 14,i° 13,4— 13,7°. 

An: der tiefsten bekannten Stelle des Mittelmeeres (4400 m) fand die 
„Pola" 13,5°. n 



348 Das Meer 



nimmt aber die Temperatur bis zum Boden wieder um 2° zu, x 
offenbar erwärmt durch Mittelmeerwasser, das als Unterstrom durch 
den Bosporus in das Schwarze Meer fließt. Auch die auffallend 
rasche Temperaturabnahme in den obersten Schichten ist lehrreich; 
je geringer die Verdunstung ist, desto matter ist die vertikale Zirku- 
lation. Sie erlischt hier schon in 55 m Tiefe, d. h. in der Schicht 
der niederigsten Temperatur. 

Dichotherm ist im Sommer auch die Schichtung in der eigent- 
lichen Ostsee zwischen der Darßer Schwelle und den Älands- 
Inseln. 15 Wir unterscheiden hier eine gleichmäßig warme Ober- 
schicht von 10 — 20 m Mächtigkeit, die unten durch eine Sprungschicht 
begrenzt ist, dann langsame Abnahme bis ungefähr 50 m Tiefe, dann 
wieder Zunahme. Die kalte Zwischenschicht liegt zwischen 40 und 
70 m Tiefe, die .Unterschicht ist wie im Pontus nahezu gleichmäßig 
warm und durch höheren Salzgehalt ausgezeichnet; sie stammt offenbar 
aus der Nordsee und füllt alle Einsenkungen des baltischen Beckens 
aus. xx Also auch in der Ostsee dringt der Konvektionsprozeß nur 
in mäßige Tiefe, etwa bis 50 m, und man sollte hier ungefähr 2,5° 
erwarten, d. h. diejenige Temperatur, bei der Wasser von 7,5 Promille 
Salzgehalt seine größte Dichte erreicht. Statt dessen finden wir aber 
mehrfach tiefere Temperaturen, die nicht durch Konvektion, sondern 
nur durch mechanische Vermischung der Wasserschichten in die Tiefe 
gelangt sein können. Die Wellenbewegung spielt dabei wohl die 
Hauptrolle; aber auch der Windstau, der an der Eückseite Tiefen- 
wasser aufsteigen läßt und an der Vorderseite Oberflächenwasser in 
die Tiefe hinabdrückt, und die mit Wasser getränkten Planktonleichen, 
die jedes Frühjahr in ungezählten Milliarden in die Tiefe sinken, 
sind bei diesem Vorgang beteiligt. 

Ozeane. 16 In der vertikalen Temperaturschichtung der Ozeane 
ist mit Ausnahme der polaren Breiten fast überall eine Dreiteilung 
bemerkbar (s. Tab. S. 349): eine ungefähr 200 m mächtige Oberschicht 
mit rascher Abnahme, eine 700 — 800 m mächtige Mittelschicht mit 
langsamerer, aber immerhin noch bemerkbarer Abnahme, die nach 
v. Drygalski's Beobachtungen mit der Abnahme des Salzgehaltes 
gleichen Schritt hält, und endlich eine mehrere tausend Meter mächtige 



x Als Beispiel wählen wir die Station in 43° 38' N, 35° 18' O (August 1891) 
Tiefe m 9 18 37 55 73 91 1463 

Temperatur 24,5° 21,5° 12,8° 7,6° 6,2° 7,7° 8,o° 9,o° 
x x Als Beispiel führe ich eine Lotungsreihe östlich von Glotland im 
Juli 1877 an: 

Tiefe m . 10 20 30 40 50 60 70 80 90 160 210 
Temp. 14,4 14,7 7,3 3,2 2,8 l,s 2,o 3,o 3,5 3,9 3,8 3,i 



Die Temperaturverteilnng im Wassei 



349 



Vergleichende Übersicht der Temperatur der Ozeane 
(nach Schott). 



Brei 


te 












Tiefe : 














Om 


100 m 


200 m 


400 m 


600 m 


800 m 


1000 m 


2000 m 


3000 m 


4000 n 










Atlautisc 


her 


zean, 30° W 








60° 


N 


8,3° 


7,3« 


7,2° 


6,4« 


5,5° 


5,o° 


4,6° 


— 


— 


— 


50 




13,0 


10,9 


9,2 


8,3 


5,3 


4 ; 8 


3,8 


3,o° 


2,5° 


— 


40 




18.i 


14,9 


14,0 


12,4 


10,7 


8,6 


7,0 


3,7 


— 


— 


30 




21,6 


19,2 


17,3 


14,8 


11,3 


8,5 


7,5 


3,6 


2,9 


2,5° 


20 




23,6 


20,5 


17,9 


13,5 


10,0 


7,5 


6,6 


3,8 


2,t 


2,4 


10 




25,9 


17,8 


12,o 


9,4 


6,8 


5,5 


4,8 


3,3 


2,6 


2,5 







26,3 


16,3 


12,6 


V 


5,1 


4,4 


4,1 


3,3 


2,5 


1,8 


10 


S 


26,3 


24,3 


14,o 


8,< 


5,4 


3,8 


3,6 


3,0 


2,5 


1,6 


20 




24,7 


21,9 


16,6 


12,5 


6,0 


3,9 


3,7 


2,8 


2,4 


1,5 


30 




20,3 


17,5 


15,o 


11,5 


8,3 


5,5 


3,7 


2,8 


2,1 


— 


40 




13,7 


10,0 


8,i 


4,8 


4,4 


3,8 


2,9 


2,6 


2,2 


1,1 










In 


d i s c h 


er Ozean, 70° 











20 


N 


26,6 


20,5 


17,o 


13,2 


12,0 


11,8 


— 


— 


— 


— 


10 




28,o 


22,8 


14,2 


11,7 


10,4 


8,9 


7,8 


3,3 


V 


1,9 







28,3 


24,0 


14,5 


10,1 


8,6 


7,5 


6,2 


2,5 


2,3 


1,9 


10 


S 


26,7 


22,5 


17,1 


10,9 


9,4 


6,9 


5,7 


2,4 


1,8 


1,5 


20 




24,3 


22,6 


20,2 


14,0 


9,5 


7,0 


4,8 


2,4 


M 


1,3* 


30 




20,4 


17,9 


15,o 


12,7 


10,8 


8,7 


6,0 


2,4 


1,7 


1,3 


40 




13,7 


15,5 


11,7 


10,6 


9,5 


6,5 


5,o 


2,4 


1,6 


— 












Großer Ozean, 180 ( 


> 








60 


N 


1,* 


0,4 


2,2 


3,5 


(2,0) 


0,8) 


(V) 


(1,9) 


— 


— 


50 




5,2 


5,1 


V 


4,0 


3,6 


3,4 


3,2 


2,1 


1,7 


1,6 


40 




13,7 


11,6 


9,8 


5,7 


4,9 


3,7 


3,7 


2,i 


1,6 


1,5 


30 




22,0 


17,8 


15,2 


11,3 


6,2 


4,6 


3,8 


2,2 


1,7 


1,- 


20 




25,8 


23,1 


19,5 


10,7 


6,5 


4,3 


4,1 


2,2 


1,8 


— 


10 




27,3 


19,o 


10,6 


8,8 


6,5 


5,3 


4,2 


2,4 


2,2 


2,o 







27,7 


27,5 


16,7 


8,9 


7,3 


5,6 


4,6 


2,4 


2,i 


2,o 


10 


S 


27,5 


27,2 


22,5 


11,6 


7,8 


5,8 


4,5 


2,6 


2,2 


— 


20 




25,i 


23,8 


21,i 


14,6 


8,5 


6,5 


4,4 


2,6 


2,2 


— 


30 




20,7 


17,i 


16,o 


12,2 


9,2 


7,8 


5,5 


2,5 


— 


— 


40 




16,i 


13,4 


12,4 


9,3 


8,1 


6,4 


5,6 


2,7 


1,8 


— 



Aus diesen Tabellen ergibt sich für die Zone 40° N bis 40° S folgende 
mittlere Temperaturabnahme für je 100 Meter: 

100 200 400 600 800 1000 2000 3000 
Tiefenstufen m 



Atlantischer Ozean 
Indischer Ozean 
Großer Ozean . . 



100 


200 


400 


600 


800 


1000 


2000 


3000 


4000 


4,2° 


3,7° 


1,B° 


1,5° 


0,9° 


0,4° 


0,16° 


0,07° 


O.o," 


3,6 


4,7 


1,9 


0,9 


0,9 


0,8 


0,33 


0,06 


0,05 


2,8 


4,1 


2,8 


1,6 


0,3 


0,5 


0,1 


0,05 


0,01 



350 Das Meer 



Unterschicht von nahezu gleicher Temperatur und — fügen wir 
hinzu — nahezu gleichem Salzgehalt. Innerhalb der Oberschicht 
liegt eine Sprungschicht, und zwar durchschnittlich (nach Schott) 
im Atlantischen Ozean in 25 — 80, im Indischen in 90 — 140 und 
im Großen Ozean in 110 — 180 m Tiefe; doch ist sie hier keineswegs 
eine so allgemein verbreitete Erscheinung wie in den Landseen, und 
gelangt nur dort zur Ausbildung, wo keine erhebliche Wellen- und 
Strombewegung eine Mischung der Wasserschichten herbeiführt. Jeden- 
falls beruht auch die ozeanische Sprungschicht auf vertikaler Wasser- 
zirkulation; aber diese ist weniger eine Folge der täglichen Temperatur- 
schwankung, die im Meer gering ist, als der jährlichen, vor allem 
aber eine Folge der Verdunstung, die das schwere Oberflächenwasser 
in die Tiefe führt. 

Das Gesetz der Dreischi chtuog beherrscht den freien Ozean wie 
die Nebenmeere. Aber zum Unterschied von diesen erstreckt sich 
der Ozean über alle Klimagürtel, und seine einzelnen Teile stehen 
in mehr oder minder freier Verbindung miteinander. Diese beiden 
Momente wirken sich entgegen; an der Oberfläche herrscht noch der 
Unterschied der Breite, und die Temperatur bewegt sich noch in 
Differenzen von 35°, zwischen 32° in einigen wenigen Teilen des 
tropischen Ozeans und — 3° im Polarmeere. Das ßodenwasser der 
tieferen Becken ist dagegen überall nahezu gleich kalt und schwankt 
nur zwischen ■+■ 3 und — 2,5°. 

In der Ober- und Mittelschicht ist der südatlantische Ozean be- 
trächtlich kälter als der südpazifische und der Indische Ozean, dagegen 
ist der nordatlantische in höherem Grad wärmer als der nord- 
pazifische, ja zwischen 10 und 60 °N ist er, wenn man die Durch- 
schnittstemperatur der ganzen Wassermasse berücksichtigt, entschieden 
der wärmste Teil des ganzen Weltmeeres. x Nord- und südatlantischer 
Ozean stehen also in scharfem thermischen Gegensatz zueinander, wie 
aus Fig. 80 klar hervorgeht. Im Pazifischen Ozean ist dagegen der 
südhemisphärische Teil wärmer, was nach Brennecke's Vermutung mit 
seinem höhern Salzgehalt insofern in Verbindung steht, als salzreiches 
Oberflächenwasser rascher und tiefer untersinkt und einen energischen 
Konvektionsprozeß unterhält. Auch innerhalb eines und desselben 



x Keümmel hat folgende Mitteltemperaturen der gesamten Wassermaße 
berechnet: 





90—0° 


N 





—80° 


s 


90° 


N— 80 °S 


Atlantischer Ozean 


0,4 






3,o° 






4,o° 


Indischer Ozean 


6,6 






3,4 






3,8 


Pazifischer Ozean 


8,7 






3,7 






3,7 


"Weltmeer 


4,3 






3,, 






3,8 



Die Temperaturverteilung im Wasser 



351 



Parallels bestehen Gegensätze, wie Fig. 79 versinnlicht. In der 
Richtung, in der sich die Strömungen bewegen, senken sich die Iso- 
thermen in die Tiefe, innerhalb der Tropen also nach Westen und 
innerhalb der gemäßigten Breiten nach Osten. Im nordatlantischen 
Ozean ist diese Erscheinung, am schärfsten ausgeprägt und nach 
Krümmel dem aus dem Mittelländischen Meer kommenden Unterstrom 
zuzuschreiben, dessen Bahn sich nach den Salzgehaltsmessungen in 



50°n.B. 

40° 30° 20 c 




1000 



1500 



»000 



1\\%^ 


1 ^ 




' 




3 

\ 


K \ 




. 


\ 





500 



1000 



1500 



2000 



Fig. 79. Tiefeuisothermen des nordatlantischen Ozeans in 20 u. 50° B. 



Nördliche Breite 



S üdliche Breite 



60 50 

»TU 



M> 



30" 20" 10" 10" 20" 30" 40" 




;;ooo 



Fig. 80. Tiefenisothermen des Atlantischen Ozeans in 30° W. L. 



800 bis 1000 m Tiefe entlang der portugiesischen Küste und im 
Golf von Biskaya bis 53 ° N verfolgen läßt. 

Im meridionalen Durchschnitt erreicht die Temperatur in der 
obersten Schicht ihr Maximum selbstverständlich in der Aquatorial- 
zone, die tieferen Isothermen zeigen aber ein ganz anderes Ver- 
halten. Sie senken sich vom Aquatorialgürtel bis in die Gegend 
der Boßbreiten und steigen erst dann in normaler Weise polwärts 
an. Statt des äquatorialen Maximums haben wir in 50 — 800 oder 
1000 m Tiefe zwei Maxima, getrennt durch ein sekundäres 



352 



Das Meer 



äquatoriales Minimum. In der Unterschicht ist die Spaltung 
des Maximums überall verschwunden. 

Schott, der auf diese Erscheinung mit dem größten Nachdruck 
aufmerksam gemacht hat, erklärt sie dadurch, daß die nach höheren 
Breiten umbiegenden Passatströmungen mehr Wasser vom Äquator 
fortführen, als durch die schwachen nach dem Äquator fließenden 
Oberflächenströme ersetzt wird; es muß also noch weiterer Ersatz 
durch aufsteigendes Tiefenwasser geschafft werden, und dies 
bedingt wieder einen unterseeischen Zufluß aus höheren in 
niedere Breiten. Das äquatoriale Wasser sinkt in der Gegend 
der Eoßbreiten, hauptsächlich durch die starke Verdunstung in dieser 
regenarmen Zone schwerer gemacht, unter und erhöht die Tempe- 
ratur bis in beträchtliche Tiefen. Nach dieser Auffassung besteht 
also innerhalb der Ozeane ein System von horizontalen und vertikalen 
Strömen, ein Kreislauf analog dem in der Atmosphäre. Krümmel 
erblickt die Ursache der thermischen Spaltung in den Oberflächen- 
strömen. In die Kerne der subtropischen antizyklonischen Strom- 
ringe wird durch die Rotationsablenkung gewissermaßen Wasser 
hineingepreßt, während in der Äquatorialzone dadurch, daß hier die 
Strömung langsamer ist als nördlich und südlich davon, eine Druck- 
entlastung eintritt und so das Tiefenwasser zum Aufsteigen veranlaßt 
wird. Wie dem auch sei, soviel ist gewiß, daß die niederen Tiefen - 
temperaturen der tropischen Ozeane nicht an Ort und Stelle ent- 
standen sein können. In der Nähe des atlantischen Äquators fand 
die „Valdivia"-Expedition im September 1898 folgende Werte: 



m 


23,o° 


25 


21,9 


50 


21,6 


75 


20,1 


100 


17,i 


125 


16,o 


150 


15,i 


175 


14,2 



200 m 


13,i 


300 


11,0 


400 


9,4 


500 


8,2 


600 


V 


700 


6,8 


800 


6,1 


900 


5,6 



1000 m 


5,2° 


1500 


4,2 


2000 


3,8 


3000 


3,3 


4000 


2,9 


5695 


2,1 



Wir haben hier eine Wassermasse von 5600 m Mächtigkeit, 
deren Temperatur niederiger ist, als die tiefste hier mögliche Luft- 
temperatur, die nicht erheblich unter 20° liegen dürfte. Wir 
schließen daraus, daß das Tiefenwasser aus höheren Breiten 
stammt, und daß es durch eine dauernde unterseeische 
Strömung beständig erneuert wird, da es sonst bereits eine 
höhere Temperatur hätte annehmen müssen. Sicher ist diese Strö- 
mung außerordentlich langsam und verrät sich nur dem Thermo- 



Die Temperaturverteilung im Wasser 353 



meter, aber trotzdem verdient sie diesen Namen, denn sie bewirkt 
eine Wasserversetzung. 

Es kann auch keinem Zweifel unterliegen, daß das tropische 
Tiefenwasser antarktischen Ursprungs ist. Für den Indischen 
Ozean ist dies selbstverständlich, auch der Große Ozean ist im N 
so gut wie abgeschlossen, und wenn der Atlantische Ozean auch 
oberflächlich nach dieser Seite hin offen ist, so liegen doch die Ver- 
hältnisse hier viel ungünstiger als nach S zu. Das beweisen die 
von Krümmel berechneten Zugangsdimensionen: 



Zugangsbreite 


Zugangstiefe 


Zugangsquerschnitt x 


Arktische . . 1521 km 


585 m 


890 qkm 


Antarktisehe . 9186 


2740 


25170 



Noch viel bequemer ist der antarktische Zugang zu dem Großen 
und dem Indischen Ozean, und darauf mag es zurückzuführen sein, 
daß hier die Unterschicht, wenigstens von 2000 m Tiefe an, kälter 
ist als im Atlantischen Ozean in gleichen Breiten, trotzdem sich die 
Mittelschicht zum Teil anders verhält. In bezug auf das Boden- 
wasser verweisen wir auf Sir John Mubkäy's Berechnungen, 3 wenn 
sie auch zum Teil auf unsicheren Grundlagen beruhen. Innerhalb 
der gemäßigten und warmen Zonen, jedoch mit Ausschluß der 
Flachsee, verteilen sich die Areale der gesamten Meere der nörd- 
lichen und der südlichen Halbkugel, ausgedrückt in Prozenten der 
entsprechenden Gesamtflächen, auf die verschiedenen Bodentempe- 
raturen, wie folgt: 











Nordmeere 


Südmeere 


Über 60° 


F. 


= über 15,6° 


C. 


0,3 


0,2 


60 bis 50 




= 15,6 bis 10,o 




2,i 


0,7 


50 „ 40 




= 10,o „ 4,4 




3,o 


1,8 


40 „ 35 




= 4,4 „ 1,7 




82,2 


38,0 


35 „ 30 




= 1,7 „ - 1,1 




11,3 


58,8 


unter 30 




= unter — l,i 




1,1 


0,5 



Deutlich geht daraus hervor, daß das kalte Boden wasser 
vorwiegend ein Phänomen der südlichen Halbkugel ist. 

Für die Verteilung der Bodentemperaturen ist das unterseeische 
Relief von größter Bedeutung. Im südatlantischen Ozean gliedern 
sich die beiden, durch die mittlere Schwelle getrennten Mulden in 
je zwei Depressionen, die ganz verschiedene Bodentemperaturen 
besitzen: 

x Die Breite multipliziert mit der Tiefe. 

Supan, Physische Erdkunde. 5. Aufl. 23 



354 Das Meer 



Mittlere Mittlere Boden- 
Westen: s. B. Tiefe, m Temperatur 
Brasilianisches Becken (16 Messungen) 1—37° 4600 l,o° 
Argentinisches Becken ( 9 Messungen) 34—42 4800 0,3 

Osten : 
Südafrikanische Mulde (13 Messungen) 4°N— 24 4600 2,4 

Kap-Mulde (9 Messungen) 26—42 4800 0,s 

Solch eine Verteilung ist nur möglich, wo Querriegel dem 
antarktischen Tiefenwasser hemmend in den Weg treten. Die Existenz 
des Walfischrückeos war schon durch die Temperaturmessungen außer 
Zweifel gestellt, ehe er auch durch Lotungen nachgewiesen wurde. 
Ja sogar die Höhe solcher Bodenanschwellungen können wir aus 
den Bodentemperaturen annähernd erschließen, denn nur das Wasser 
jener Schicht, die mit den unterseeischen Rücken in gleicher Höhe 
liegt, kann in die geschützten Becken eindringen. Das auffallendste 
Beispiel hieten die isolierten Bodensenkungen der westlichen Südsee 
und des Australasiatischen Mittelmeeres. In der Celebessee (zwischen 
dem Sulu-Archipel und Celebes) beträgt z. B. die Temperatur von 
1460 m bis zum Boden (in 4755 m Tiefe) gleichmäßig 3,8°. Eine 
Barriere von 1190 m Tiefe sperrt nämlich das kältere Tiefenwasser 
des offenen Ozeans von dieser Bodensenkung ab. In der benach- 
barten, allseitig abgeschlossenen Sulusee, die nur indirekt durch 
die China- und die Celebessee mit dem Ozean in Verbindung steht, 
hat die Wassersäule von 730 — 4664 m Tiefe (Boden) sogar eine 
konstante Temperatur von 10,3°. 

Die Polarmeere. Wenn es richtig ist, daß das Bodenwasser 
der tropischen Ozeane aus der Antarktis stammt, so muß auch auf 
der Südhalbkugel eine Gegenbewegung von den niederen nach den 
hohen Breiten stattfinden. An der Oberfläche geht sie nicht vor 
sich, sie muß also in den tieferen Schichten gesucht werden. In der 
Tat haben alle bisherigen Messungen im südlichen Eismeer eine 
strenge thermische Schichtung ergeben. Als Beispiel möge eine 
Beobachtungsreihe der deutschen „Valdivia"-Expedition (1898) in dem 
abnorm kalten Meeresgebiet bei der Bouvetinsel (56° S, 14 — 16°0) 
dienen. Auf eine kalte Oberschicht (ungefähr 1 70 m) folgt eine 1 600 m 
mächtige warme Mittelschicht, und auf diese eine 2300 m mächtige 
kalte Bodenschicht, die aber im ganzen doch wärmer ist als die 
Oberschicht/ deren Temperatur durch Ausstrahlung und Eisbildung 
bestimmt wird. Die Mittelschicht ist eingewandert. Petteesson 17 



X 


















(Boden) 


Tiefe m 





50 


100 


175 


300 


400 


1000 


2000 


3000 4090 


Temp. ° 


-1,5 


-1,5 


-1,5 


+ 0,2 


+ 0,0 


+ 0,6 


+ 0,s 


+ 0,2 


-0,3 -0,3 



Die Temperaturverteilung im Wasser 355 

sieht als das leitende Agens dieser Bewegung die Eisschmelze an 
und stützt sich dabei auf folgendes Experiment. Wird in ein Gefäß 
mit Salzwasser an einem Ende ein Stück Eis eingetaucht, so ent- 
steht eine dreifache Strömung: eine obere vom Eis weg, eine mittlere 
zum Eis hin und eine untere wiederum vom Eis weg. Dieser Vor- 
gang wiederholt sich in der Natur am Rand des wenigstens 23000 km 
langen antarktischen Eisgürtels, von dem angenommen werden kann, 
daß er stellenweise in die warme Mittelschicht hinabreicht. Daß 
hier eine Oberflächenströmung vom Eis weg vorhanden ist, bezeugt 
die Trift des „Gauß". Sie ist zunächst bedingt durch den Dichte- 
u nterschied zwischen dem Polarwasser, dessen Salzgehalt durch das 
Eisschmelzwasser vermindert wird, und dem eisfreien Wasser der 
niederen Breiten. Die warme Mittelschicht entspricht dem zum Eis 
hinziehenden Strom, sie schmilzt das Eis, erkaltet dadurch*, sinkt zu 
Boden und bewegt sich langsam als Kompensationsstrom nach Norden. 
Nach dieser Auffassung geht die kalte Bodenschicht aus der warmen 
Mittelschicht hervor, auch sie ist nicht autochthon. Wo unterseeische 
Bodensehwellen die Verbindung mit dem Ozean absperren, müssen 
wir andere Temperaturen linden, und in der Tat scheinen ein paar 
Messungen der schwedischen Südpolarexpedition darauf hinzudeuten. 
Am 24. November 1902 ergab eine Messung im Bransfieldsund zwischen 
der Deception- und der Livingston-Insel (ca. 62° 50' S, 60 ^^ W) eine 
Bodentemperatur von —1,65° in 977 m Tiefe, am 15. Dezember fand 
man dagegen in 61° 35' S, 53° W in 1631 m Tiefe nur -0,4°, d. h. 
die normale Bodentemperatur des antarktischen Ozeans. Für die 
antarktischen Verhältnisse scheint Petteesson's Theorie somit eine 
befriedigende Erklärung zu bieten, für die arktischen versagt 
sie aber. 

Die vertikale Verteilung der Temperatur und des Salzgehalts im 
europäischen Nordmeer führt uns Fig. 81 (S. 356) vor Augen. Die 
nach abgelenkte Atlantische Strömung hat einen Salzgehalt von 
35°/ 00 und eine Temperatur von 4 — 8°. Am norwegischen Rand 
wird sie von salzarmem Küstenwasser überlagert. Den Westen nimmt 
der Ostisländische Polarstrom mit geringerem Salzgehalt und niederer 
Temperatur ein. Den ganzen Bodenraum von 800 oder 1000 m 
Tiefe an erfüllt eine 3000 m mächtige Schicht von gleichmäßiger 
Temperatur (—1,2 bis —1,3°) und gleichmäßigem Salzgehalt (34,9 °/ 00 ). 
Stammt sie, wie man früher annahm, und wie Pettersson auf Grund 
seiner Eisschmelztheorie auch jetzt noch meint, aus dem innern 
Polarbecken und w r ird durch den Ostgrönländischen Polarstrom in das 
Nordmeer gebracht, wo sie sich unter die atlantische Schicht ein- 
schiebt? Dagegen spricht ihr hoher Salzgehalt, der entschieden auf 

23* 



356 



Das Meer 



atlantischen Ursprang hindeutet. Aber woher dann die tiefe Tempe- 
ratur? Nansen 18 fand die Lösung des Rätsels in den Beobachtungen 



Temperatur 




Island 



Salzgehalt 



^orwe^eii 




Fig. 81. Temperatur und Salzgehalt im europäischen Nordmeer zwischen Island 

und dem Sognefjord im Mai und Juni 1903 nach Helland -Hansen und Nansen. 

Isohalinen I = 34,9, II = 35,o, III = 35,i, IV = 35,2 Promille Salzgehalt. 



von Amündsen i. J. 1901. In dem wegen seiner eigentümlichen 
Eisverhältnisse den Walfischfängern schon lange bekannten Meeres- 
raum zwischen 73 und 76° N und zwischen 4° W und 4° ist das 
Wasser im Winter und Frühling von der Oberfläche bis zum Boden 
nahezu gleichmäßig kalt und salzig, und Temperatur und Salzgehalt 
entsprechen genau dem Bodenwasser des Nordmeeres (Station I in 
Tab. auf S. 357). Hier wird das durch die Atlantische Strömung 
nach N geführte Wasser einerseits durch Beimischung von Schmelz- 
wasser der westlichen Polarströmung etwas verdünnt, anderseits er- 
kaltet es durch Ausstrahlung an der Oberfläche, die kalten Schichten 
sinken unter, und das fortgesetzte Spiel auf- und absteigender 
Ströme verwandelt endlich die ganze Wassersäule in eine homotherme 
und homohaline Masse. Von da aus verbreitet sie sich über den Boden 
des- Nordmeeres südlich von Jan Mayen, und über ihr breiten sich 
die leichteren polaren und atlantischen Wässer aus. Im N dieses 
merkwürdigen Kältegebiets fand Herzog Philipp von Orleans 19 ähn- 
liche Verhältnisse wie im Nordmeer (Station II in Tab. auf S. 357). 
Aber in das eigentliche arktische Becken gelangt die Amündsen'- 



Die Temperaturverteilung im Wasser 357 





Tab 


Sil 


e ar 


tti 


scher Beobacht 


ung 


sreihen. 








I. 








IL 






III. 


Ct. B. 


74° 


48 


' N 




77 c 


25' N 




84°33- 


-41' N 


G. L. 


4° 


00 


W 




4° 


03' W 




82° 15' 


— 88°30'O 


Zeit 


Juni 1901 




Juli 1905 




Mai 1895 


Autor 


Amundsen 




Herzog 


v. Orleans 


3 


ANSEN 




Temp. ° 


Sa 


zgeh. 


/ 00 


Temp. ° 


Salzgeh. 


0/ 
/oo 


Temp. ° 


Salzgeh. °/ 00 


m 


+ 0,85 




34,34 




+ 0,88 


32,77 




— 1,70 


32,05 


20 


+ 0,26 




34,37 




+ 3,26 


34,82 




-1,77 


32,39 


50 


- 0,92 




34,79 




+ 2,07 


34,89 




— 1,90 


— 


100 


— 1,10 




34,88 




+ 1,62 


35,00 




— 1,88 


34,26 


200 


— 1,01 




34,90 




+ 1,11 


34,99 




+ 0,78 


34,87 


300 


— 1,07 




34,90 




+ 0,66 


34,98 




+ 1,04 


35,14 


400 


— 1,07 




34,89 




+ 0,24 


34,95 




+ 0,87 


35,i8 


500 


-1,21 




34,90 




-0,59 


34,92 




+ 0,64 


3*5,14 


600 


— 1,24 




34,90 




-0,77 


34,94 




+ 0,58 


35,23 


700 


— 1,25 




— 




— 


— 




+ 0,28 


35,23 


800 


— 1,25 




34,9i 




-0,84 


34,93 




+ 0,08 


35,31 


1000 


— 1,29 




34,9i 




— 0,95 


34,90 




— 0,23 


35,18 


1200 


— 1,30 




34,89 




— 1,10 


34,92 




-0,40 


35,24 


1800 


— 




— 




— 1,16 


34,92 




— 


— 


2000 


— 1,30 




34,90 




— 


— 




— 


— 


2925 


— 




— 




— 1,30 


— 




— 


— 



sehe Tieienströmung nicht, vielleicht gehindert dnreh einen Quer- 
riegel, wie ihn Nansen in 81° B. annimmt (vgl. S. 269). Station III 
in obiger Tabelle zeigt eine große Ähnlichkeit mit der antarktischen 
„Valdivia"-Reihe , die wir auf S. 354 angeführt haben. Trotz- 
dem kann die PETTEKSsoN'sche Theorie hier keine Anwendung 
finden, weil die Grundbedingung, ein bis in die warme Mittelschicht 
hinabreichender Eisrand, fehlt. Diese Schicht ist, wie ihr Salzgehalt 
erweist, nichts anderes als der wegen seiner höheren Dichte unter- 
getauchte Ausläufer des Atlantischen Stromes, dem wir als Ober- 
liächenströmung zum letzten Mal an der Westküste von Spitzbergen 
begegnet sind. Nach unten nimmt seine Temperatur ab und sinkt 
sogar unter 0°, aber sein Salzgehalt zeugt unzweifelhaft für seine 
atlantische Herkunft. Selbst in den größten Tiefen von 2100 bis 
3800 m fand Nansen nur Temperaturen von —0,7 und —0,8°, also 
viel wärmeres Wasser als nördlich von Island. Immerhin bleibt es 
BHa Problem, wie sich das atlantische Wasser in diesen Tiefen, ab- 
geschlossen von dem Einfluß des Polarklimas und trotz der Erd- 
wärme soweit abkühlen konnte. Diese Temperaturen müssen, wie 
Nansen 18 jetzt vermutet, irgendwo an der Oberfläche entstanden 
sein, in gleicher Weise wie die des Nordmeer- Bodenwassers im 



358 Das Meer 



AMUNDSEN'schen Gebiet. Als Ursprungsstätten nimmt er das 
Meer nördlich von Spitzbergen und in der Nachbarschaft des 
nördlichen Teiles von Nowaja Semlja an. Eine völlig befriedigende 
Lösung aller dieser polaren Rätsel muß man indes der Zukunft 
überlassen. — 

Aus unseren Betrachtungen der vertikalen Temperaturverteilung 
haben wir die Überzeugung gewonnen, daß die Oberflächenströmungen 
nur ein Zweig der großen ozeanischen Wasserzirkulation sind, und 
daß ein anderer Zweig in den Tiefen des Weltmeeres liegt. Wie 
sie sich zu einem großen Ganzen zusammenschließen, auch das kann 
uns erst die Zukunft enthüllen. 

Das Meereis. 20 Während die übrigen Meere die Kontinente 
mehr verbinden als trennen, sind die Polarmeere, als der Schauplatz 
einer ausgedehnten und regelmäßigen Eisbildung, auch für das taug- 
lichste Schiff ein ernstliches Verkehrshindernis, das jeder Berechnung 
spottet. Traurige Erfahrungen haben den Glauben an ein offenes 
arktisches Meer zerstört, und wenn Noedenskiöld noch daran fest- 
hielt, daß es kaum jemals bis in bedeutendere Tiefe und abseits 
vom Land dauernd gefriere, so wissen wir jetzt durch die nor- 
wegische „Fram"-Expedition, daß sich auch der offene Ozean trotz 
seines warmen Unterstroms mit Eis bedeckt. Allerdings wurden 
jenseits des sibirischen Küsteneises auch im Winter breite eisfreie 
Stellen (sog. Polynja) beobachtet, aber von praktischem Wert sind 
weder diese noch die sommerlichen Kanäle, denn launenhaft ver- 
schließen sie sich dem einen Schiff, während sie sich dem anderen 
öffnen. Wie viele Opfer hat es gekostet, ehe man den Gedanken 
aufgab, durch die Nordwestpassage in den Stillen Ozean zu ge- 
langen; und wenn auch die Nordostpassage von Noedenskiöld 
glücklich überwunden wurde, so bleibt doch auch diese ruhmreiche 
Tat ohne praktische Folgen für den atlantisch-pazifischen Verkehr. 
Wohl ist Nansen als Sieger aus dem Kampf mit dem Schrecken 
des inneren Polarmeeres hervorgegangen, aber nur durch eine. sinn- 
reiche Schiffskonstruktion, die es ihm ermöglichte, sich ohne Schaden 
passiv der Eistrift zu überlassen. Ob Makarow's Eisbrecher, 21 der 
in der Ostsee gute Dienste leistet, sich auch im Herzen des Eis- 
meeres bewähren würde, bleibt wenigstens zweifelhaft, aber auch im 
bejahenden Fall würde er ebenso wie ein Schiff von der Bauart des 
,.Fram" nur zu wissenschaftlichen Zwecken verwendbar sein. 

Die marine Eisbildung ist auch von hoher klimatischer Bedeu- 
tung, denn das Eis verhält sich gegen die Wärme annähernd wie 
Land, erkaltet also im Winter durch Ausstrahlung rasch und intensiv 
und ruft Barometermaxim a und polare Winde hervor, während es 



Die Temperaturverteilung im Wasser 359 



in der sommerlichen Tauperiode Wärme verbraucht und dadurch 
ebenfalls abkühlend auf die Umgebung wirkt. x 

Eisbildung von polarem Charakter findet auch im Bering- 
und im Ochotskischen Meer und in der Hudsonbai statt. Auch 
das Asow'sche Meer und die Ostsee nördlich von der Linie Stock- 
holm- Osel gefrieren jeden Winter teilweise oder ganz, was offenbar 
durch den geringen Salzgehalt begünstigt wird. Küsteneis ist eine 
häufigere und verbreitete Erscheinung, z. B. im nördlichen Schwarzen 
Meer und im Bosporus; im Winter 1903 blockierte es sogar die 
Bucht von Saloniki. 22 

Das Eis der Polarmeere besteht aus Eisbergen, Fluß eis, 
das aber nur in den sibirischen Küstengegenden einige Bedeutung 
gewinnt, und Eisfeldern. Die ersteren stammen fast ausschließlich 
von Gletschern her (s. S. 288), doch können auch Teile der auf- 
gebrochenen Eisdecke eines Flusses durch Aufeinanderpressung 
wahre Berge bilden und wie das Gletschereis Gesteinsmaterial mit 
sich führen. Das Eisfeld ist marinen Ursprungs, kann aber, beson- 
ders im südlichen Eismeer, durch Schneefälle noch bedeutend ver- 
stärkt werden; Stücke davon nennt man je nach ihrer Größe 
Flarden, Schollen oder Brocken. Die Vorposten gegen das 
offene Meer bilden lose Eismassen, das sog. Treibeis, während das 
innere Polarmeer mit schwerem Packeis besetzt ist, das jedoch 
auch keine ununterbrochene Eismasse bildet. Vielmehr werden die 
einzelnen größeren und kleineren Felder durch Stellen offenen 
Wassers, sog. Waken, voneinander getrennt. 

Verfolgen wir nun die Bildung und Umformung des Polareises 
an der Hand der klassischen Schilderungen von Weyprecht, 23 
Nansen, 24 v. Drygalski 25 u. a. Beim Beginn der kalten Jahreszeit 
ist noch altes Eis vorhanden, dazu kommt nun neue Eisbildung. 
Vom Sommer her besitzt das Polarmeer ein gewisses Wärmequantum, 
das ihm durch warme Strömungen, durch das Schmelzwasser des 
Eises, und (auf unserer Hemisphäre) durch die Flüsse zugeführt 
wurde. Die erkalteten Oberflächenschichten sinken unter, die warmen 
steigen in die Höhe. Eigentlich könnte die Eisbildung erst beginnen, 

x Die XANSEx'sehe Nordpolarexpedition hat interessante Temperatur- 
messungen im Eis veranstaltet, über die in Bd. VI der „Scientific Results" be- 
richtet wird. 

Winter Frühling Sommer Herbst Jahr 

Luft -36,7° -19,5° -2,5° -19,7° -19,6° 

Eis, Oberfläche . -28,3 -16,9 -1,7 -13,i -15,o 

„ 3 m Tiefe - 5,9 - 7,o -2,3 - 1,2 - 4,i 

Die Wassertemperatur an der Oberfläche des Polarmeeres war selbst im 
Winter nur —1,6°. 



360 Das Meer 



wenn die ganze Wassermasse unter — 2 1 / 2 ° abgekühlt ist, aber in 
der Tat gefriert das Wasser an der Oberfläche schon, ehe die 
warmen Schichten heraufkommen. Bei rascher Eisbildung an der 
Oberfläche wird nur ein Teil des Salzgehaltes ausgeschieden; bei 
langsamer, nach unten fortschreitender aber nahezu der ganze; 
dadurch werden die nächsten Schichten salzreicher, ihr Gefrierpunkt 
wird herabgesetzt und die vertikale Zirkulation geht rascher vor 
sich. In den ersten Stunden wächst das Eis schnell, dann immer 
langsamer. 26 Erfahrungsgemäß beträgt die größte Dicke des in 
einem arktischen Winter gebildeten Eises nur 2 — 3 m, in der 
Antarktis, wo das Wasser wärmer und salziger ist, sogar nur 1 




Fig. 82. Eispressung- nach Pater. 

bis 1V 2 m. Ursprünglich hat es eine glatte Oberfläche, aber bald 
entstehen infolge der Bewegung der Felder durch Wind und Ge- 
zeiten, infolge von Gleichgewichtsstörungen und Temperaturdifferenzen 
zwischen Luft und Wasser Bisse und Sprünge. Sofort schießt in 
den Öffnungen Wasser empor und treibt die Stücke der Felder aus- 
einander, wird aber bald selbst von jungem Eis bedeckt. Das Meer- 
wasser hat die Eigentümlichkeit, sich beim Erkalten auszudehnen, 
und gewinnt nach Pettersson erst bei - 20 ° ein stabiles Volumen. 
Dadurch und durch das Über- und Untereinanderschieben der hin und 
her getriebenen Felder entstehen die gefürchteten Eispressungen 
(Fig. 82), denen besonders in der Arktis schon viele Schiffe zum 
Opfer gefallen sind, während die Antarktis, wo keine Landumrah- 
mung den freien Abfluß des Eises hindert, in dieser Beziehung 
weniger gefährlich ist. Durch Regelation und Ausfüllung der 



Die Temperaturverteilung im Wasser 361 

Zwischenräume mit Schnee verwachsen die aufeinandergepreßten 
Stücke zu kompakten Massen von mehreren Meter Höhe, die man 
in Sibirien Toroß nennt. Aber auch jetzt sind dem Wachstum 
Grenzen gesteckt: nach unten, wenn das Eis den Taupunkt erreicht, 
und auch nach oben, denn je massenhafter es wird, desto seltener 
werden Brüche und Überschiebungen. Gewachsenes (nicht auf- 
getürmtes) Eis, das Nansen beobachtete, erreichte höchstens eine 
Mächtigkeit von 4,2 1 m und im Durchschnitt nur eine solche von 
3 — 3 1 /., m. Weyprecht hält eine Maximalmächtigkeit von 10 m für 
möglich. Westlich von Grönland kommt allerdings dickeres Eis vor, 
z. B. 15 m dickes an der Westküste der Prinz-Patrick-Insel und 
sogar 25 m dickes im Smithsund, und die englischen Polarforscher 
halten noch an der Vorstellung fest, daß ein fundamentaler Unter- 
schied zwischen den Eisbildungen im westlichen und östlichen P'olar- 
becken bestehe. Zwar ist die Behauptung, daß es auf der ameri- 
kanischen Seite keine offenen Kanäle gäbe, durch Peary's Erfahrungen 
widerlegt worden, aber man beruft sich darauf, daß keine Strömung 
das Eis in Bewegung setze, daß es jahraus jahrein am. Außenrand 
des Parry- Archipels verharre und dadurch eine enorme Mächtigkeit 
gewinne. Nansen erklärt dagegen die Entstehung dieses sog. paläo- 
krystischen Eises lediglich durch * Aufeinanderhäufung gestauter 
Schollen, als eine Erscheinung also, die nur an die Küstenzone des 
inselreichen amerikanischen Polarmeeres mit seinem mangelhaften 
Abfluß gebunden ist. Auch Isachsen 27 ist dieser Ansicht und ver- 
weist besonders auf die stauende Wirkung der gewaltigen Eisberge, 
die die Gletscher am Petermann- und Sherard-Osborn-Fjord in den 
Kennedy- und Robeson-Kanal entsenden. 

Von dieser Art ist also das winterliche Packeis: ein beständig 
sich bewegender und umformender Trümmerhaufen aus altem und 
jungem Eis, dessen Oberfläche außerdem durch Schneestürme fort- 
während verändert wird. Ihre Unebenheit macht auch weite Schlitten- 
reisen schwierig. 

Ende Mai beginnt es in den arktischen Gegenden zu tauen. 
Die steigende Temperatur, vor allem aber Nebel und Eegen be- 
schleunigen diesen Prozeß. Seen und Flüsse entstehen, die dem 
Meer Süßwasser zuführen. Indem sich dieses über dem schwereren 
Salzwasser, dessen Temperatur noch ungefähr — 1,5° ist, ausbreitet 
und die Spalten erfüllt, gefriert es, so daß das Eis durch Ansatz 
von unten noch bis Mitte August wächst. Dagegen erleidet es 
andere wichtige Veränderungen. Die Waken erweitern sich zu 
Kanälen, und Schollen und Brocken schwimmen darin herum. Die 
Polarströmungen führen die losen Massen in wärmere Gegenden. 



362 



Das Meer 



Die äquatoriale Treibeisgrenze, (s. Karte XIV) schwankt auf 
der südlichen Halbkugel zwischen 56° B. im Süden von Amerika 
und 35° B. am Kap der guten Hoffnung, Scholleneis gelangt jedoch 
nach Krümmel nur im Gebiet der Bouvetinsel bis 53° B., und das 
Eis, denen die Schiffe in niederem Breiten begegnen, sind wahr- 
scheinlich nur verkümmerte Eisberge. Jedoch überschreitet selbst das 
Packeis unter dem Greenwicher Meridian den 50. Parallel, d. h. die 
Breite von Prag! 28 Echtes arktisches Treibeis betritt nur den west- 
lichen Atlantischen Ozean, 29 während kein Eisstück die Atlantische 
Strömung bis über den 70. Breitengrad hinauf zu passieren vermag. x 




Mittlere Eis- 
grenze 1896-1907 



Fig. 83. Verschiebung der Eisgrenze im nordatlantischen Ozean von Ende 
Winter (April) bis Ende Sommer (August) nach Mossman. 30 

Nach einer allerdings nicht ganz sicheren Berechnung von Borgen 
ist am Ende der warmen Jahreszeit 1 / 3 der Gesamtoberfläche des 
Eisgebietes eisfrei (vgl. Fig. 83). Aber der kurze Sommer vermag 
nicht alles zu zerstören, was der lange Winter geschaffen hat. Es 
müßte sich daher in den Polarmeeren immer mehr Eis anhäufen, 
wenn es nicht tatsächlich nur so lange wachsen würde, bis 
die winterliche Zunahme dem sommerlichen Verlust das Gleich- 
gewicht hält. 

Die Erfahrung lehrt, daß die Eisgrenzen von Jahr zu Jahr 
großen Schwankungen unterworfen sind. Das dänische Meteoro- 
logische Institut hat sich die Aufgabe gestellt, alle darauf bezüg- 
lichen Nachrichten systematisch zu sammeln und kartographisch zu 



x Unter der Annahme einer mittlem Eismächtigkeit von 5 m hat Krümmel 
berechnet, daß jährlich rund 20000 ckm Scholleneis aus dem nördlichen Eismeer 
herausgeführt werden, und zwar 12 700 ckm durch den Ostgrönländischen 
Polarstrom, 5000 aus der Baffmbai und 2000 aus der Barentssee. 



Die Temperaturverteilung im Wasser 363 

verarbeiten, so daß wir hoffen dürfen, in einigen Jahren einen tieferen 
Einblick in die wechselnden Bedingungen der arktischen Werkstatt 
zu gewinnen. Jetzt können wir nur im allgemeinen sagen, daß die 
Schwankungen weniger von der Sommerwärme, als von den Wind- 
und Strömungsverhältnissen innerhalb des ganzen Polarbeckens 
abhängen; daher sind auch im arktischen Meer die Ostküsten 
stärker belagert als die westlichen, die Nordküsten stärker als die 
südlichen. 

Literaturnachweise. l Die umfangreichsten thermischen Karten- und 
Tabellenwerke sind das Valdiviawerk , Bd. I, (G. Schott, s. S. 276, Anm. 1) 
und als Ergänzung dazu G. Schott und F. Schu, Die Wärmeverteilung in den 
Tiefen des Stillen Ozeans, in den Annalen der Hydrographie usw. 1910. 
W. Koppen, Jahresisothermen und -isanomalen der Meeresoberfläche, in den 
Annalen der Hydrographie und marit. Meteorologie, 1898. — 2 W. Koppen, Da« 
Verhältnis der Temperatur des Wassers und der Luft an der Oberfläche des 
Ozeans, in den Annalen der Hydrographie u. maritimen Meteorologie, 1893. — 
3 G. Schott, Die jährliche Temperaturschwankung des Ozean wassers, in Peter- 
mann's Mitteilungen, 1895 (Karte des Unterschiedes der extremen Monatsmittel). 
Sir John Murray, On the Annual Range of Temperature in the Surface Waters 
of the Ocean, im Geographical Journal, Bd. XII, 1898 (Karte des Unterschieds 
der absoluten Extreme in den Monaten Februar und August. Die Ergänzung 
bilden die Karten der Verteilung dieser Extreme in Sir John Murray, On the 
Temperature of the Floor and of the Surface Waters of the Ocean, im Geo- 
graphical Journal, Bd. XIV, 1899). — 4 F. A. Forel, Handbuch der Seenkunde; 
Stuttgart 1901. — 5 K. Grissinger in Petermann's Mitteilungen, 1892, S. 153. — 

6 0. Frhr. v. u. z. Aufsess in Petermann's Mitteilungen, 1905, S. 258. — 

7 E. M. Wedderburn, The Temperature of the Fresh-Water Lochs of Scotland, 
in den Transactions of the Royal Society of Edinburgh, Bd. XLV, 2. Teil, 
1907. — 8 Sir John Murray, im Scottish Geographical Magazine, 1888, S. 345. — 
9 E. M. Wedderburn, An Experimental Investigation of the Temperature Changes 
occuring in Fresh-Water Lochs, in den Proceedings of the Royal Society of 
Edinburgh, Bd. XXVII, 1907. — 10 W. Halbfass, Die Thermik der Binnenseen 
und das Klima; in Petermann's Mitteilungen, 1905. — u Wichtiges Werk über 
die Eisbildung in Binnenseen: A. Holmsen, Isforholdene ved de norske indsjer; 
Kristiania 1902. — n Ed. Brückner, Thermik der Alpenseen, in der Geogra- 
phischen Zeitschrift 1909. — 13 Berichte der Kommission für Erforschung des 
östlichen Mittelmeeres, in den Denkschriften der Wiener Akademie der Wissen- 
schaften, Mathem.-naturwiss. Klasse, Bd. LIX— LXI, 1892—94. — 14 J. B. Spindler 
und F. F. Wrangel, Materialien zur Hydrographie des Schwarzen und Asow- 
schen Meeres; St. Petersburg 1899 (Russisch). — 13 O. Krümmel, Zur Physik 
der Ostsee, in Petermann's Mitteilungen, 1895. — r6 A. Buchan, Report on 
Oceanic Circulation, Appendix zum Challenger-Report, 1895. Temperatur- 
karten von 0—1000 Faden Tiefe für je 100 Faden, dann für 1500 und 2200 Faden 
und größere Tiefen. Zuverlässiger sind die Tiefentemperaturkarten von G. Schott 
8. o. Anm. 1. — 17 O. Pettersson, Über Meeresströmungen, Berlin 1908. — 
18 F. Nansen, zit. S. 338, Anm. 23 ; vgl. auch Anm. 22. — 19 Duc d'ORLEANS, 
Croisiere ! oceanographique accomplie ä bord de la Belgica dans la mer du 
Grönland 1905, Brüssel 1907. — 20 L. MeckinCx, Das Eis des Meeres. Berlin 



364 Das Meer 



1909. — 21 J. Makarow, Der „Jermak" im Eis; St. Petersburg 1901 (russisch). — 
-'-' Über dieses merkwürdige Ereignis vgl. A. Philippson in Petermann's Mit- 
teilungen, 1903, S. 91. — 23 K. Weyprecht, Die Metamorphosen des Polareises i 
Wien 1881. — 24 F. Nansen, In Nacht und Eis, Leipzig 1897. Eine Zusammen- 
stellung der Ergebnisse in Petermann's Mitteilungen, 1897 S. 158. — 25 E. v. Dry- 
(A i.ski, Zum Kontinent des eisigen Südens, Berlin 1904. — ,?8 H. Arctowski, 
Die antarktischen Eisverhältnisse (Ergänzungsheft Nr. 144 zu Petermann's 
Mitteilungen; Gotha 1903), S. 74. — 27 Gr. Isachsen, Das paläokrystische Eis, 
in Petermann's Mitteilungen, 1906; eine zusammenfassende Darstellung dieses 
Gegenstandes. — 2S K. Fricker, Die Entstehung und Verbreitung des antark- 
tischen Treibeises; Leipzig 1893. — 29 W. Meinardus, zit. S. 338, Anm. 29; 
L. Mecking, Die Treibeiserscheinungen bei Neufundland in ihrer Abhängigkeit 
von Witterungsverhältnissen, in den Annalen der Hydrographie usw. 1907. — 
äo R. C. Mossman, The Greenland Sea, im Scottish Geographica! Magazine 1909. 



Vierter Abschnitt. 

Dynamik des Landes. 1 



Die Hauptformen der Dislokationen. 2 

Als endogene Wirkungen, d. h. als Wirkungen von Kräften, 
die ihren Sitz im Erdinnern haben, wurden auf S. 18 Niveau- 
veränderungen und vulkanische Ausbrüche genannt. 

Die Niveauveränderungen, oder um genauer zu sprechen, 
die endogenen Niveauveränderungen können wir nach verschiedenen 
Gesichtspunkten einteilen : 

1. der Zeit nach ininstantane, die plötzlich eintreten, und 
in säkulare, deren Wirkungen erst nach längeren Zeiträumen zur 
Wahrnehmung gelangen; 

2. der Ausdehnung nach in regionale oder ausgedehnte und 
in lokale oder örtlich beschränkte. Eine scharfe Grenze ist zwischen 
beiden in der Theorie nicht zu ziehen, in der Praxis wird man 
aber selten im Zweifel sein, welcher Kategorie man die beobachtete 
Niveauveränderung zuzuzählen hat. 

Alle diese Veränderungen müssen mit Verschiebungen der 
oberen Krustenteile oder Dislokationen verbunden sein, wenn wir 
auch diese nicht immer nachweisen können. Die Dislokationen 
können in horizontaler oder vertikaler Eichtung erfolgen. Die 
letztern, die eigentlichen formenbildenden Vorgänge, sind wieder 
zweierlei Art: Verwerfungen oder Bie- 
gungen. 

1. Unter Verwerfung versteht 
man jede Vertikalschiebung ursprüng- 
lich zusammenhängender Schichtenteile 
längs einer Bruchspalte (Fig. 84). Sie 
kann in horizontalen wie in geneigten „. _. XT „ 

a o o p X g t $4 # ^ er werfungen. 

schichten vorkommen; die Verwerfungs- 
spalte kann verschiedene Lagen zum Horizont einnehmen, die Art der 
Verschiebung wie ihr Maß — die sogenannte Sprunghöhe — kann eben- 




366 



Dynamik des Landes 



falls sehr verschieden sein. Häufig treten Verwerfungsspalten in beträcht- 
licher Ausdehnung und in großer Zahl auf und zerlegen einen Schichten- 





Fig. 85. 
Tafelbrüche nach Heim. 



Periphensciie -Brüche 
Rucüalspaüen 

Fig. 86. 
Bruchnetze nach Heim. 



komplex in einzelne Schollen. Sie verlaufen dabei mehr oder weniger 
parallel, als sogenannte Tafelbrüche (Fig. 85), oder sie bilden 

Bruchnetze, die aus einem 
System sich durchkreuzender 
peripherischer Brüche und Ra- 
dialsprünge bestehen (Fig. 86). 
Auch die einzelnen Schollen 
können sich verschieden ver- 
halten. In Fig. 84 fallen sie 
z. B. gleichsinnig nach einer 
Richtung ab, und wir sprechen 
dann von einem Staffelbruch; 
häufig ragt aber eine Scholle 
als sogenannter Horst über die 
Umgebung hervor oder senkt 
sich als Graben unter die 
Nachbarschollen hinab (Fig. 87). 
Fig 87. Schema der Schollenbewegungen Diese Erscheinungen gehören 

I Ursprüngliche Lagerung [ab Oberflache), ° ° 

II Schollenbewegung an senkrechten Bruch- hauptsächlich den Gebieten der 

spalten (n eue Oberfläche«' b' = »&), ///Schol- Tafelbrüche an, während die 

lenbewesrung-anausfallendenBruchspaltenam T ,. ... -,,. , , 

Horst (neue Oberfläche«" b" > ab), ivSchol- Umstürze von rundlichem oder 

lenbewegunganeinfallendenBruchspaltenam polygonalem Umriß, die man, 
Horst (neue Oberfläche a"b"> < ab). ^^ ^ j^ ^ ^ Kegsel . 

brüche, und, wenn sie größeren Umfang besitzen, als Senkungs- 
becken bezeichnet, durch Bruchnetze erzeugt werden. 

Manchmal kommt es nicht zum Bruch, obwohl die Teile eines 
Schichtenkomplexes ebensolche oder ähnliche Niveauveränderungen 
erleiden wie bei der Verwerfung. Statt des Bruches entsteht dann 




Graben 



Die Hauptformen der Dislokationen 



367 



eine Schichtenbiegung, weshalb man diese' Form der Vertikal- 
dislokation als Flexur bezeichnet (Fig. 88). Sie tritt mit Ver- 
werfungen vergesellschaftet auf, und zwischen beiden Arten bestehen 



^^-^^^liiiiii 


_J — ^^-^ Is^xJN^ 


. 


^^-^S^l -=== 


— — ~^^_ 


'ZZZ^^- 


\K- 




^_2Z^-^- 




Fig. 89. 
Zerrissene Flexur nach 


— S S»"^? 


Fig. 88. 
Flexur nach Heim. 


Heim. 




Fi?. 90. Falten. 



mannigfache Übergänge, von denen Fig. 89 die häufig vorkommende 
zerrissene Flexur mit „geschleppten" Schichtenenden an der Biegungs- 
stelle vorführt. 

2. Die Flexur bildet den Übergang zu der zweiten Kategorie 
vertikaler Niveauveränderungen, den Biegungen, unterscheidet sich 
aber von diesen wesentlich durch ihre Einseitigkeit. Sie bildet eine 
Landstufe, die sich oben in einer Ebene oder wenigstens in einem 
flacheren Gelände fortsetzt, während die echte Biegung eine allseitige 
Erhebung über das Umland bewirkt. Ihre bekannteste, aber auch 
komplizierteste Form ist die 
Faltung (Fig.^O), von der wir an 
einer späteren Stelle ausführlicher 
sprechen werden. Die Schichten- 
biegung wiederholt sich hier mehr- 
mals hintereinander, vereinzelt bildet sie eine Sattelwölbung (Mono- 
antiklinale) und wenn diese eine so große Spannweite besitzt und 
so allmählich ansteigt, daß sich die Biegung selbst unserer un- 
mittelbaren Wahrnehmung entzieht, und wir nur auf indirektem 
Weg zu ihrer Kenntnis gelangen, so sprechen wir von einer 

-Verbiegung. 

3. Von den Horizontaldislokationen ist die häufigste das Blatt. 
Man versteht darunter eine Horizontalverschiebung der Schichten 
entlang einer Bruchspalte, ein Vorkommen, das schon bei einigen 
Erdbeben beobachtet worden ist. So schnitt z. B. bei dem zentral- 
japanischen Erdbeben vom 28. Oktober 1891 3 bei Midori die Spalte 
eine Chaussee entzwei, und die t Osthälfte wurde um 4 m nach N 
verschoben; damit verband sich auch eine Senkung oder Verwerfung 
des Westflügels um 6 m (Fig. 91). Besonders auffällig tritt das 
Blatt dann hervor, wenn sich entlang der Spalte ein Tal entwickelt 
hat und die Gehänge nun nicht mehr zusammenpassen. Wir er- 
wähnen diese Dislokationsform hier nur nebenbei, da sie keine 



368 



Dynamik des Landes 




91. Verschiebung- (Blatt) und Verwerfung bei Midori, 
nach Koto. 



Niveauveränderung erzeugt; wohl ist dies aber der Fall bei der 
Ü 1 ) e r s c h i e b u n g , die wir als die extremste Forin der Faltung auf- 
zufassen haben, und die darin besteht, daß hochgewachsene Falten 
sich nach einer Seite umlegen und fremden Boden bedecken. Wenn 

— wie beigrößeren 
Vorkommnissen 
dieser Art stets — 
der Zusammen- 
hang zwischen den 
Decken und ihrer 
Wurzel zerstört 
ist, so kann auch 
dieseDislokations- 
form, geradesowie 
die Verbiegung, 
nur auf indirektem 
Weg erschlossen 

werden, und es darf uns daher nicht wundernehmen, wenn über 
beide noch die Meinungen geteilt sind. 

In der Eegel treten die Dislokationsformen regional auf. Es 
gibt weite Gebiete, wo die Schichten ihre ursprüngliche horizon- 
tale Lagerung beibehalten haben, und Störungen nur eine unter- 
geordnete, örtlich beschränkte Rolle spielen. Es gibt weite Gebiete, 
wo die Schichten in Falten gelegt, und wieder andere, wo sie in 
Schollen aufgelöst sind. Wohl kommen neben Falten auch Ver- 
werfungen, neben Verwerfungen auch Falten vor, aber immer ist es 
eine dieser beiden Hauptformen, die einer bestimmten Gegend ihr 
Gepräge verleiht, so daß wir mit Recht von Falten- und Schollen- 
ländern sprechen dürfen. Dieser regionalen Anordnung der 
Schichtenstörungen ist es zu danken, daß Berge und Ebenen nicht 
wirr durcheinander, sondern in geschlossener Weise auftreten, und 
daß geographische Provinzen entstehen, die durch ihren einheitlichen 
Bau auch die Entwicklung ihrer menschlichen Bewohner beeinflussen. 
Theorien. Dem Geographen genügt es, wenn es ihm gelingt, 
eine bestimmte Oberflächenform aus ihrer Bauart zu erklären; den 
letzten Grund der endogenen Erscheinungen aufzusuchen, überläßt 
er neidlos den Geschichtsschreibern der Erde. Aber ganz können 
auch wir den theoretischen Erörterungen nicht aus dem Weg gehen, 
wir können nun einmal nicht des geistigen Bandes entbehren, das 
die beobachteten Tatsachen zusammenhält. Doch beschränken wir 
uns hier nur auf einige allgemeine Gesichtspunkte, die uns später 
das Verständnis der Einzelphänomene erleichtern sollen. 



Die Hauptfonnen der Dislokationen 369 



Die tektonischen Theorien lassen sich in drei Gruppen ein- 
fügen: 1. in solche, die alle hierher gehörigen Phänomene: Disloka- 
tionen, vulkanische Ausbrüche und Erdbeben als oberflächliche 
Äußerungen einer Umbildung des ganzen Erdkörpers auffassen, 
2. in solche, die sie auf Vorgänge im Erdkern, und 3. in solche, 
die sie auf Veränderungen in der Kruste selbst zurückführen. Jahr- 
zehnte hindurch herrschte die plutonistische Theorie, die dem 
heißflüssigen Erdinnern eine aktive Wirksamkeit zuschrieb und alle 
tektonischen und vulkanischen Phänomene als Eeaktion des explo- 
siven Erdkerns gegen die erstarrte Kruste auffaßte. Das genauere 
Studium der Faltengebirge hat diese Anschauung erschüttert und 
der Kontraktionstheorie den Weg gebahnt. G. D akwin hat, von 
allerdings sehr unsicheren Voraussetzungen ausgehend, berechnet, 
daß die Erdoberfläche infolge der säkularen Abkühlung in 10 Millionen 
Jahren um 590000 qkm kleiner geworden sei. Man stellt sich 
diesen Prozeß in der Weise vor, daß das unstarre Erdinnere sich 
durch Erkaltung rascher zusammenziehe als die starre Kruste, so 
daß zwischen beiden Hohlräume entstehen. Wie ein Gewölbe sich 
an seiner schwächsten Stelle senkt und endlich zusammenbricht, so 
auch die Kruste; aber da ihr Umfang zu groß ist für den zusammen- 
geschrumpften Erdkern, so muß durch Zusammenpressung oder 
Faltung schwacher Partien erst Eaum geschafft werden für die 
starreren Schollen, die nun ebenfalls dem Zug der Schwerkraft 
folgen können. Süess hat übrigens die Notwendigkeit der Annahme 
von Hohlräumen geleugnet. Auf einen anderen Vorgang, der zur 
Verkürzung des Erdradius führt, hat van Hise 4 die Aufmerksamkeit 
gelenkt, nämlich auf die Verlangsamung der Eotation durch die in 
entgegengesetzter Richtung, von O nach W fortschreitende Flutwelle. 
Man nimmt an, daß ursprünglich ein Erdentag nur 5 ] / 2 Stunden 
gehabt habe. Die Wirkung dieser Veränderung war eine doppelte. 
Erstens verminderte sich die Abplattung, der mittlere Radius wurde 
um 7 km kürzer und die Oberfläche um 540000 qkm kleiner. 
Zweitens nahm die Fliehkraft ab und die Wirkung der Schwerkraft 
zu. In einer homogenen Erde stieg infolgedessen nach Slichter's 
Berechnung der Druck im Mittelpunkt von 1688000 auf 1772000 
Atmosphären, also um 4,8 Prozent; in einer heterogenen Erde, in 
der die Dichte von 2,7 an der Oberfläche auf 1 0,74 im Zentrum zu- 
nimmt, würde die Druckvermehrung nur 2,5 Prozent (von 2920000 
auf 3000000 Atmosphären) betragen. Viel größer ist die Druck- 
steigerung, wenn man annimmt, daß sich der heterogene Zustand 
aus dem homogenen herausgebildet habe; die Grenzwerte sind dann 
1688000 und 3000000 Atmosphären. Auch dieser Prozeß führt zu 

Supan, Physische Erdkunde. 5. Aufl. 24 



370 Dynamik des Landes 



einer Eeduktion der Erdoberfläche, die auf 4,* Millionen qkm ge- 
schätzt wird. Eine große Rolle spielt nach van Hise auch der 
Vulkanismus. Indem geschmolzenes Gestein in die Erdkruste ein- 
dringt und hier erstarrt, wird diese erweitert, gleichzeitig aber der 
Erdkern kleiner, und die Kruste muß sich in der oben geschilderten 
Weise den neuen Verhältnissen anpassen. Wir übergehen die Kon- 
traktionsursachen von untergeordneter Bedeutung — soviel steht 
jedenfalls fest, daß, wenn man gewisse Voraussetzungen anerkennt, 
eine allmähliche Schrumpfung des Erdkörpers sehr wahrschein- 
lich ist. 

Süess hat die Kontraktionstheorie bis in ihre äußersten Kon- 
sequenzen ausgebildet. Er kennt nur einen Fundamentalakt: die 
Senkung. Ungleichmäßige Senkung der Krustenstücke schuf Fest- 
lander und Meere. Es gibt nur eine Art der Hebung, die durch 
Faltung, aber auch diese ist nur eine Wirkung der Schwerkraft, 
die sich örtlich in eine tangential wirkende Kraft umsetzt. Dabei 
kommt es in den obersten Krustenpartien zu Zerreißungen, die bald 
den Falten folgen, bald unabhängig von solchen auftreten. Die 
vulkanischen Ausbrüche sinken zu untergeordneten Begleiterschei- 
nungen des großen Zusammenbruches der Erdrinde herab, denn 
dieser Vorgang öffnet die Spalten, durch die die Dämpfe und die 
Lava ihren Weg nach der Oberfläche finden. Im Gegensatz zu 
Süess hält de Lapparent die Faltung für die erste Folge der Erd- 
kontraktion und den Bruch und die Schollensenkung für den sekun- 
dären Vorgang. 5 

An Großartigkeit der Konzeption und Einheitlichkeit der Durch- 
führung wird die Schrumpfungstheorie von keiner anderen erreicht, 
aber es gibt Tatsachen, die sich nicht leicht mit ihr vereinen lassen. 
Verliert die Erde stetig Wärme und zieht sie sich daher stetig zu- 
sammen, warum war dann die Faltung kein dauernder, sondern ein 
periodisch wiederkehrender Prozeß? Ampferer 6 wies darauf hin, 
daß die Festigkeit der die Oberfläche zusammensetzenden Gesteine 
verschwindend klein sei in Anbetracht der Dimensionen unseres 
Planeten, und daß es daher undenkbar sei, daß sich die Faltung 
infolge einer allgemeinen Kontraktion des ganzen Erdballs über 
starre Schollen hinweg auf einige weniger starre Zonen beschränkt 
habe. Es mehren sich ferner immer mehr die Anzeichen von 
Hebungen ohne Faltung. Die Kuppelstruktur der amerikanischen 
Lakkolithen (Fig. 92) macht auf jeden Unbefangenen den Eindruck, 
daß hier eine vertikal aufwärts wirkende Kraft tätig gewesen ist. 
Matteucci will einen derartigen Vorgang in kleinem Maßstab an 
einer kuppeiförmigen Lavaansammlung im Atrio del Cavallo des 




Die Hauptformen der Dislokationen 371 

Vesuv beobachtet haben, die sich von 1895—98 um 15 m gehoben 
habe, doch wird diese Darstellung von Meecalli als irrtümlich be- 
stritten. 7 Wie dem auch sei, die Möglichkeit einer Bildungs weise, 
wie sie amerikanische Geologen von den Lakkolithen annehmen, 
wird dadurch nicht erschüttert. 

Branca, Fraas 8 und v. Knebel 9 .'■■'q&& Sedim **6L 

haben mit Hilfe dieser Theorie .'ß>f 

das Kiesrätsel gelöst; vulkanische 
Auftreibung und spätere Senkung 
haben hier höchst merkwürdige 
Lagerungsverhältnisse geschaffen, 

und wenn auch KOKEN 10 ZU etwas Fig. 92. Mount Hillers in den 

abweichenden Ergebnissen gelangt Henr ^ Mountains (schwarz Trachyt, 

ö . hell Sedimentgestein). 

ist, so hält doch auch er an verti- 
kalen Hebungen fest. x Solche vulkanische Dislokationen lassen sich 
indes als sekundäre Vorgänge auffassen, wenn man annimmt, daß 
niedersinkende Schollen das Magma emporpressen. Schwerer kann 
sich die Kontraktionstheorie mit der Hebung starrer Schollen mit 
oder ohne Verbiegung abfinden, bei der der Vulkanismus nicht nach- 
weisbar beteiligt ist. Die moderne Schule der Physiogeographen 
legt gerade darauf das größte Gewicht, ja Penck 12 geht sogar so 
weit, zu erklären: „es spielt unseres Erachtens überhaupt in der 
Physiognomie der Erdoberfläche die für die Tektonik der Kruste so 
wichtige Faltung eine geringere Rolle als die Krustenbewegung im 
vertikalen Sinn". Mögen auch, wie wir sehen werden, manche 
Fälle nur als hypothetisch betrachtet werden, so gibt es doch auch 
unzweifelhafte Hebungsvorgänge, die man nicht dadurch beiseite 
schieben kann, daß man sie als nur scheinbar erklärt! In unlös- 
barem Widerspruch stehen aber auch sie nicht zur Schrumpfungs- 
theorie. Es läßt sich denken, daß, wenn in den tieferen Schichten 
Faltung eintritt, die oberflächlichen ohne wahrnehmbare Biegung 
gehoben werden. Ferner konnten Horste an einfallenden Bruch- 
flächen (Fig. 87, IV) schon dadurch, daß die benachbarte Scholle 
sich grabenartig senkt, in die Höhe getrieben werden, während sie 
nach Süess' Ansicht einfach stehen blieben. Die größten Schwierig- 
keiten bereiten die disjunktiven Dislokationen, wie sie v. Richt- 
hoeen in größtem Maßstab für Ostasien nachgewiesen hat (vgl. S. 38). 
Alle Verwerfungen an ausfallenden Bruchflächen (Fig. 87, III) be- 



* Im Gegensatz zu all diesen Erklärungsversuchen hält L. Kegelmann 11 
daran fest, daß die Kiesstörungen auf gebirgsbildende Vorgänge seit dem 
Tertiär, d. h. auf Druck von S (Alpen) und (Bayrischer Wald) zurück- 
zuführen sei. 

24* 



372 Dynamik des Landes 



dingen eine Zerrung und Streckung der Erdrinde, also gerade das 
Gegenteil von dem, was die Schrumpfungstheorie verlangt. Um 
diesen Fall mit ihr in Einklang zu bringen, müßte man annehmen, 
daß an anderen Stellen eine Überkontraktion stattgefunden hat. 
Rothpletz 13 hat sich für einen periodischen Wechsel von Schrump- 
fung und Ausdehnung ausgesprochen: jene bewirke Faltung, diese 
vulkanische Ausbrüche und biegungslose Hebung. Die Ansicht 
findet vielleicht eine Stütze in den erst später bekannt gewordenen 
TAMMANN'schen Untersuchungen, deren an anderer Stelle (S. 407) aus- 
führlicher gedacht werden soll. Schließlich muß man sich auch 
fragen, ob die Erde wirklich stetig erkalte. Die Schrumpfung selbst 
erzeugt wieder soviel Wärme, daß der Verlust durch die Aus- 
strahlung in den kalten Weltenraum mehr als gedeckt wird, und 
im Eadium hat man in jüngster Zeit eine Wärmequelle von aller- 
größter Bedeutung entdeckt. Nach Steutt genügt bei gleichmäßiger 
Verteilung des Radiums durch die Erdkugel schon V5700' nacü 
Dutherfokd sogar schon 1 / 6600 mg pro cbm, um den thermischen 
Ausstrahlungsverlust zu ersetzen, und die untersuchten Gesteine ent- 
halten ein beträchtliches Vielfache dieser notwendigen Menge. Viel- 
leicht findet sich aber Radium nur in einem verhältnismäßig kleinen 
Teil der Erdmasse, immerhin ist schon aus diesem Grund eine ab- 
wartende Haltung gegenüber der Schrumpfungstheorie geboten. 

v. Böhm 14 griff wieder auf die Abnahme der Abplattung 
zurück und erörterte die Formveränderung der Erdoberfläche und 
des Geo'ids, die sich daraus ergeben. Würde sich das heutige 
Sphärol'd in eine inhaltsgleiche Kugel verwandeln, so würde sich 
die große Achse um 7 km verkürzen und die kleine um 14 km ver- 
längern. Der Flächeninhalt würde bis 35° B. zu- und dann ab- 
nehmen und das Maximum dieser Abnahme würde zwischen öO und 
65° B. eintreten. Ferner würden die Meridiangrade bis 55° B. stetig 
verlängert und dann bis zum Pol stetig verkürzt werden. Daraus 
werden folgende Deformationen der Erdkruste abgeleitet: zuerst, weil 
im Sinn der Schwerkraft erfolgend, eine äquatoriale Senkung, dann 
erst, gleichsam zögernd nachfolgend, eine polare Hebung. Die Grenze 
beider Bewegungen liegt in 35° B. Von da an tritt auch eine 
Verschiebung aller Teilchen nach dem Pol zu ein, die vertikale 
Bewegung verwandelt sich in einen tangentialen Druck, der zwischen 
35 und 55° B. besonders intensiv ist und in 45° B. seinen Höhe- 
punkt erreicht. Aber früher noch, als die Kruste, paßt sich das 
leicht bewegliche Meer den neuen Bedingungen an, sein Niveau senkt 
sich im Tropengürtel und hebt sich in den höheren Breiten. Von 
dieser Art, nur noch gewaltiger, müssen die Veränderungen gewesen 



Die Hauptformen der Dislokationen 373 

sein, seit sich die Abplattung bis auf die Gegenwart um das zehn- 
fache verringert hat. Es ist ein Vorzug dieser Theorie, daß sie auch 
Veränderungen des Meeresspiegels mit einbezieht und so Trans- 
gressionen und Faltungen miteinander verknüpft. Auch stimmt die 
Lage der großen Kettengebirge der Alten Welt im großen und 
ganzen mit ihr überein, aber für die südliche Halbkugel versagt sie. 
Hier fehlt die große Faltungszone zwischen 35 und 55° B. 

Im folgenden seien noch einige andere Theorien erwähnt, die 
in der Literatur eine größere Rolle spielen oder gespielt haben, und 
deren Kenntnis daher wünschenswert erscheinen dürfte. 

Fish er 15 denkt sich die Erdkruste als eine verhältnismäßig 
dünne Schicht auf einer leichtflüssigen Unterlage (Magma genannt), 
und zwar in der Weise, daß alle Hervorragungen an der Erdober- 
fläche in ebensolchen an der Unterseite der Kruste, wie im Wasser, 
sich abspiegeln. 

Ozeanische Becken und kontinentale Massen sind von Anfang 
an geschieden, wenn auch mancherlei Grenzverschiebungen im Lauf 
geologischer Zeiträume stattgefunden haben. Die ozeanische Kruste 
sinkt tiefer in das Magma ein und ist dichter als die kontinentale, 
wobei die Dichte mit der Tiefe zunimmt. Dagegen ist das Magma 
unter den Ozeanen weniger dicht als unter den Festländern. Diese 
Unterschiede geben Veranlassung zu Ausgleichsströmungen, die 
fortwährend Wärme von unten nach oben führen und eine Um- 
lagerung der Massen bewirken. Unter den Ozeanen, gegen deren 
kalte Tiefen eine starke Wärmeabgabe stattfindet, steigen im Magma 
fortwährend Ströme auf, um jenen W T arme Verlust zu ersetzen; unter 
den Kontinenten befinden sich absteigende Ströme. Dieses Spiel 
auf- und absteigender Ströme erfordert einen Ausgleich durch hori- 
zontale Ströme; in den oberen Schichten der Magmas geht eine 
solche Strömung von den Ozeanen gegen die Ränder der Kontinente, 
in. den unteren Schichten von den Kontinenten zu den Ozeanen. 
Die ersteren können vermöge der Reibung an der Unterseite der 
Kruste, besonders dort, wo die unteren Ausbauchungen des Fest- 
landes Widerstand leisten, die Kruste zusammenpressen, falten — so 
entstehen Gebirge an der Grenze von Land und Meer (die amerika- 
nischen Cordilleren!). Stellenweise muß die ozeanische Kruste dem 
Anprall des aufsteigenden Magmas nachgeben, es bilden sich Spalten 
und Vulkane mitten im Weltmeer. Auch die Ungleichmäßigkeit 
jener Ströme gibt zu vulkanischen Erscheinungen Veranlassung. 
I nter gewissen Erdstellen werden sie energischer und schmelzen die 
Unterseite der Kruste ab ; diese wird dünner, es entstehen Spalten, und 
die betreffende Gegend wird von vulkanischen Ausbrüchen heimgesucht. 



374 Dynamik des Landes 



Neben den Strömungen des Magmas wirkt noch die ungleiche 
Belastung als formbildendes Element. In Dutton's isostatischer 
Theorie 16 ist sie sogar das einzige. Da die Erde nicht homogen 
ist, müssen sich infolge der Eotation die leichteren und die schwereren 
Bestandteile scheiden; die ersteren folgen leichter der Fliehkraft 
und streben nach oben; damit ist der erste Anlaß zur Bildung von 
Kontinenten und Meeresbecken gegeben. Indem sich die schwereren 
Bestandteile in den Depressionen, die leichteren in den Erhebungen 
der Kruste sammeln, herrscht Gleichgewicht (Isostasie), und die 
neueren Schweremessungen (vgl. S. 16) haben dies auch bestätigt. Das 
Gleichgewicht erleidet fortwährende Störungen, indem das Land ab- 
getragen wird, und die Erzeugnisse seiner Zerstörung im Meer an- 
gehäuft werden. Aber unablässig wird dieses Gleichgewicht auch 
wieder hergestellt: die belastete ozeanische Kruste sinkt immer 
tiefer ein, das entlastete Festland steigt, aber nicht ins Unendliche, 
da die zerstörenden exogenen Kräfte dem stets entgegenarbeiten. 
Voraussetzung ist natürlich, daß die Kruste auf einer plastischen 
Grundlage ruht, wie wir schon auf S. 15 dargetan haben. Dutton 
will seine Theorie vor allem auf die Faltengebirge angewendet 
wissen, andere, wie Mc Gee, sehen dagegen ihre Bedeutung darin, 
daß sie die großen Niveauveränderungen des Festlandes ungezwungen 
erklärt. 

Bei solcher theoretischen Zerfahrenheit liegt es nahe, auf eine 
einfache Formel zu verzichten. Schon Gilbeet hielt orogenetische 
oder gebirgsbildende und epirogenetische Niveauveränderungen 
scharf auseinander. Dies ist auch die Ansicht Reade's. 17 Nur die 
Faltengebirge entstehen durch seitliche Massenverschiebungen, die 
epirogenetischen Bewegungen aber durch Volumveränderungen inner- 
halb der Magmazone, wobei die Masse keine Veränderung erleidet, 
sondern nur das spezifische Gewicht. Reade erinnert an das 
interessante Experiment von Sir Roberts-Austen mit Blei und Gold, 
wodurch die Diffusion auch bei festen Körpern nachgewiesen wurde, 
und schließt daraus, daß, wenn solche mineralogische und chemische 
Veränderungen schon bei gewöhnlicher Temperatur und gewöhnlichem 
Druck vor sich gehen, sie sich noch in weit höherem Grad in den 
Tiefen der Erde vollziehen müssen. Wenn das Volumen wächst, 
muß Hebung, wenn es sich vermindert, Senkung eintreten. Auch 
v. d. Borne 18 sieht das Wesen aller tektonischen Prozesse darin, 
daß die verschiedenen Teile des Körpers, der eine Gestaltsverän- 
derung erleidet, in verschiedener Weise ihr Volumen ändern. Le 
Conte 19 unterscheidet vier Gruppen von Bodenbewegungen. Die 
erste beruht auf ursprünglichen Dichteunterschieden der Erdkruste; 



Die Hauptformen der Dislokationen 375 

die dichteren Teile sanken ein, und damit entstand der Gegensatz 
von Festland und Ozean. Dieser Gegensatz vertiefte sich im Lauf 
der Erdgeschichte immer mehr, weil die ozeanischen Krustenteile 
als die dichteren auch besser die Wärme leiten und sich daher 
stärker kontrahieren. Die zweite Gruppe sind die orogenetischen 
Bewegungen, die die Gebirgsketten schufen, und auf die Kontraktion 
der Kruste zurückgeführt werden. Die dritte Gruppe, deren Ursache 
Le Conte noch als offene Frage behandelt, bilden die oszillatorischen 
Bewegungen, die in der Erdgeschichte die größte Kolle spielen, die 
vierte endlich die isostatischen oder Ausgleichsbewegungen, denen 
aber Le Conte im Gegensatz zu Dutton und anderen nur eine 
untergeordnete Bedeutung zuschreibt. 

Ob wir auf diesem Weg sicherer zum Ziel gelangen, ist 
zweifelhaft. Als Hauptaufgabe erscheint uns zunächst die einwand- 
freie Feststellung der Periodizität tektonischer Vorgänge, wie der 
Faltungen und Transgressionen, denn periodische Erscheinungen 
müssen sich stets auf eine verhältnismäßig einfache Ursache zurück- 
führen lassen. 

Literaturnachweise. x Hauptwerke: E. Suess, Das Antlitz der Erde 
zit. S. 28; F. v.Richthofen, Führer für Forschungsreisende; Berlin 1886. A. Pexck, 
Morphologie der Erdoberfläche; Stuttgart 1894. A. de Lapparent, Lecons de 
Geographie physique, 3. Aufl.; Paris 1907. J. E. Mark, The Scientific Study 
of Scenery; London 1900 (hauptsächlich für Engländer bestimmt). J. Geikte, 
Earth Sculpture or the Origin of Land-Forms; London 1902. 0. Peschel, Neue 
Probleme der vergleichenden Erdkunde, 3. Aufl.; Leipzig 1878, zwar inhaltlich 
z. T. veraltet, aber in der Darstellung noch immer unerreichtes Muster. Zu 
den auf S. 28 genannten Lehrbüchern der Geologie sind hier noch hinzu- 
zufügen; E. Reyer, Theoretische Geologie; Stuttgart 1888. St. Meünier, La geo- 
logie experimentale ; Paris 1899. J. Walther, Lithogenesis der Gegenwart; 
Jena 1894. Herm. Berghaus, Atlas der Geologie; Gotha 1892. z.T. auch Atlas 
der Hydrographie, 1891, in Berghaus' Physikalischem Atlas. Sehr lehrreich 
sind die vom Geological Survey of the United States herausgegebenen 
Topographie Folios. Viele Folio-Hefte enthalten Karten charakteristischer 
Gegenden der Vereinigten Staaten: Folio 1 und 2 physiographische Typen 
von H. Gannett, Folio 3 Karten zur physikalischen Geographie des Texas- 
gebietes von R. T. Hill. Auch andereJTeile des Geologischen Atlas der Ver- 
einigten Staaten können zum Studium nicht warm genug empfohlen werden, 
besonders das Yellowstone-Folio (Nr. 30) und das Pueblo-Folio (Nr. 36). Als 
ein reichhaltiges und instruktives Bilderwerk ist A. Robin, La Terre; Paris 
1902, zu empfehlen. — 2 E. de Margerie u. A.Heim, Die Dislokationen der 
Erdrinde (französischer u. deutscher Text; Synonyma in französischer, deutscher 
und englischer Sprache; unentbehrliches Hilfsbuch); Zürich 1888. — 3 B. Koto, 
The Cause of the Great Earthquake in Central Japan, 1891, im Journal of 
College of Science, University of Japan, 1893. — 4 C. R. van Hise, Estimates 
and Causes of Crnstal Shortening, im Journal of Geology, Chicago 1898, Bd. VI. 
— 5 A. de Lapparent, Le sens des monvenients de L'6corce ti rrestre, im Bulletin 



376 Dynamik des Landes 



de la Societe" geologique' de France 1887, Bd. XV; Soulevements et affaisse- 
ments, in Revue des questions scientifiques, 1898. — 6 0. Ampferer, Über das 
Bewegungsbild von Faltengebirgen, im Jahrbuch der Geologischen Reichs- 
anstalt, AVien 1906, Bd. LVI. — 7 R. V. Matteucci in den Comptes rendus de 
l'Academie des Sciences, Paris 1899, Bd. CXXIX, S. 65, und im Bolletino della 
Societa geologica italiana, 1902, Bd. XXI, S. 413; G. Mercalli ebenda 1902, 
Bd. XXI, S. 197; und 1903, Bd. XXII, S. 421. — s W. Branca u. E. Fraas, 
Das vulkanische Ries bei Nördlingen, in den Abhandlungen der Preußischen 
Akademie der Wissenschaften, 1901; Beweis für die Richtigkeit unserer Er- 
klärung, in den Sitzungsberichten derselben Akademie, 1901; Die Lagerungs- 
verhältnisse bunter Breccie an der Bahnlinie Donauwörth — Treuchtlingen , in 
den Abhandlungen derselben Akademie, 1907. — 9 W. v. Knebel, Weitere geo- 
logische Beobachtungen am vulkanischen Ries bei Nördlingen, in der Zeit- 
schrift der Deutschen Geologischen Gesellschaft, 1903, Bd. LV. — 10 E. Koken, 
Geologische Studien im fränkischen Ries, im Neuen Jahrbuch für Mineralogie 
usw., 1902, Beilageband XV. — n C. Regelmann, im Bericht über die 42. Ver- 
sammlung des Oberrheinischen Geologischen Vereins, Karlsruhe 1909, S. 43. — 
12 A. Penck, Die Physiographie als Physiogeographie in ihren Beziehungen zu 
anderen Wissenschaften, in der Geographischen Zeitschrift, 1905. — 13 A. Roth- 
pletz, Ein geologischer Querschnitt durch die Ostalpen; Stuttgart 1884 (Auf- 
stellung der Expansionstheorie); Über die Möglichkeit, den Gegensatz zwischen 
der Kontraktions- u. Expansionstheorie aufzuheben, in den Sitzungsberichten 
der bayrischen Akademie der Wissenschaften, Mathem. -physikalische Klasse, 
Bd. XXXII, 1902. — 14 A. v. Böhm, Abplattung und Gebirgsbildung , Leipzig 
1910. — lp O. Fisher, Physics of the Earth's Crust, 2. Aufl., London 1889. — 
16 C. E. Dutton, Some of the greater Problems of Physical Geology, im Bulletin 
of the Philosophical Society; Washington 1892, Bd. XI. Vgl. dazu den Artikel 
von E. Hammer in Petermann's Mitteilungen, 1906, S. 190. — 17 T. Mellard 
Reade, The Evolution of Earth Structure with a Theory of Geomorphic Changes ; 
London, 1903. — 18 G. v. d. Borne, Die physikalischen Grundlagen der tek- 
tonischen Theorien, in Gerland's Beiträgen zur Geophysik 1908. Bd. IX. — 
19 J. Le Conte, Earth Crust Movements and their Causes, im Bulletin of the 
Geological Society of America, 1897. 

Die vulkanischen Ausbrüche. 1 

Kein Phänomen führt uns deutlicher vor Augen, daß die Kräfte 
des Erdinnern noch immer tätig sind, als der Ausbruch eines Vul- 
kans. Aber so großartig dieses Schauspiel auch ist, so steht es 
doch in seinen Wirkungen weit zurück hinter den langsam, unmerk- 
bar sich vollziehenden Veränderungen, denen die Erdoberfläche un- 
ausgesetzt unterworfen ist. Für die geologische Gegenwart wenigstens 
gilt der Satz, daß der Vulkanismus nur eine Erscheinung von ört- 
licher Bedeutung ist. Aber in einem Punkt unterscheidet er sich 
von allen anderen Phänomenen: er schafft, wo er zu voller Entfaltung 
gelangt, wirkliche Neubildungen, während sonst überall nur eine 
Umformung oder Umlagerung schon vorhandener Oberflächenmassen 
stattfindet. Aus unbekannten Tiefen wird neues Material, im 
Schmelzfluß befindliches Silikatgestein oder Magma, wie man es 



Die vulkanischen Ausbrüche 377 



jetzt allgemein nennt, zutage gefördert. Den Ort, wo dieses Magma 
bereitet wird, bezeichnet man als Lavaherd. Wo zwischen einem 
Lavaherd und der Erdoberfläche durch einen Kanal eine Verbindung 
hergestellt ist, entsteht ein Vulkan. Zahlreiche solcher Kanäle 
aus früheren geologischen Perioden, mit Eruptivgesteinen ausgefüllt 
und durch die Denudation bloßgelegt, sehen wir die geschichteten 
Gesteine durchbrechen. Nicht immer erreichten sie die Oberfläche, 
und die Eruption spielt sich dann in der Tiefe ab: ein Vorgang, 
den wir als Kryptovulkanismus bezeichnen können. Seine Bil- 
dungen gewinnen erst dann geographische Bedeutung, wenn ihre 
Decke zerstört ist, und sie nun unverhüllt zutage treten. Aber 
auch oberirdische Ausbrüche führen nicht immer zu Neubildungen. 
Auf der jurassischen Kalkdecke der Schwäbischen Alb treten in der 
Umgebung des Rieses inselartig sog. Grießbreccien auf, die alle 
Merkmale gewaltsamer Einwirkung an sich tragen. Bkanca 2 be- 
trachtet sie als Erzeugnisse unterirdischer Explosionen, die nicht 
stark genug waren, einen Schlot zu öffnen, sondern nur die 
oberen Schichten zertrümmerten. Gelingt es ihnen aber auch, einen 
Kanal herzustellen, so reicht doch manchmal ihre Kraft nicht aus, 
das Magma an die Oberfläche zu schaffen, und sie müssen sich 
damit begnügen, die Trümmer der durchbrochenen Kruste auszu- 
werfen; an der Oberfläche bildet sich ein kreisförmiges oder ovales 
Loch, die Trümmergesteine verstopfen den Kanal und nach diesem 
einmaligen Versuch stellt der Vulkan seine Tätigkeit ein. So 
entstehen die unter dem Namen Maare bekannten Vulkanembryonen, 
über deren Bau erst die Untersuchungen Bkanca's 3 im Schwäbischen 
Jura helles Licht verbreitet haben, obwohl man solche Gebilde in 
der Eifel, der Auvergne, Zentralamerika, Ostindien und Japan schon 
lange gekannt hatte. 4 Nur heftigere oder wiederholte Eruptionen 
erzeugen oberirdische Anhäufungen von magmatischem Material. 

Eruptionsprodukte. Das Magma ist eine Mischung verschiedener 
Verbindungen, unter denen die Kieselsäure stets die erste Eolle 
spielt. Aber in verschiedenen Mischungen in verschiedenem Grad, 
so daß man danach saure und basische Eruptivgesteine unter- 
scheiden kann. Die tertiären und die der Gegenwart angehörigen 
ordnen" sich in folgende Reihe: 

Liparit oder Rhyolith, Kieselsäuregehalt mindestens 75 Proz., 

Trachyt, „ 65 Proz. und darüber. 

Andesit, „ über 50 Proz., 

Basalt, ■ „ 40—50 Proz. 

In dieser Reihenfolge erniedrigt sich auch der Schmelzpunkt. 



378 



Dynamik des Landes 



Basalt schmilzt unter gewöhnlichem Luftdruck schon hei einer 
Temperatur von 1100— 1370° C. 

An der Oberfläche erscheint das Magma entweder in zusammen- 
hängenden, heißflüssigen Massen als ,Lava, oder in lockeren Aus- 
ürflingen, die auf ihrem Weg durch 7 die Luft einen großen Teil 



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ihrer Wärme einbüßen und meist erkaltet zu Boden sinken. Je 



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Kilometer. 



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Fig. 93. Karte dos Vesuv (vor 1906). 



nach der Größe unterscheidet man Blöcke, die bis zu Im Durch- 
messer erreichen; Bomben, die durch Drehung in der Luft oder 
durch Umklappen der Bänder des Lavafetzens und Verschiebung 
des Schwerpunktes eine kugelige, keulen- oder rladenförmige Gestalt 
annehmen; Lapilli von Hasel- oder Walnußgröße, vulkanischen 
Sand und endlich Asche. Die letztere, ein feines Pulver, vermischt 
sich mit Wasser zu Schlamm, der in erhärtetem Zustand die sog. 
Tuffs chichten bildet; besser ist es indes, diese Bezeichnung nur 



Die vulkanischen Ausbrüche 379 



für die unterseeischen Schlainmablagerungeo zu gebrauchen, für die 
Schlammströme des Landes aber — wie Löwl rät — den in der 
Eifel gebräuchlichen Namen Traß anzuwenden. 

Das Magma ist kein trockener Schmelzfluß, sondern mit zahl- 
reichen Gasen imprägniert. Daß unter ihnen, wenigstens in der 
Mehrzahl der Fälle, Wasserdampf die hervorragendste Rolle spielt, 
ist eine unantastbare Erfahrung; ob er aber zu den wesentlichen 
Bestandteilen gehört, wie man bisher allgemein angenommen hat, 
oder zu den rein zufälligen, wie in neuester Zeit Brun 5 behauptet 
hat, muß noch zu den offenen Fragen gezählt werden. Nach Brun 
sind die eigentlichen Erzeuger der vulkanischen Gase Chlor, Stick- 
stoff und Kohlenwasserstoffe, und das Wasser kommt nur durch 
Einsickern von der Oberfläche mit dem Magma in Berührung. Dem- 
gegenüber hat die ältere Auffassung namentlich in Gatjtier 6 einen 
energischen Verteidiger gefunden. 

Die vulkanischen Ausbrüche. Es darf als Eegel gelten, daß 
die Vulkane intermittierend tätig sind, sei es, daß sich der 
Kanal zeitweise verstopft, sei es, daß sich das Eruptionsmaterial 
erschöpft oder auch, daß nicht immer diejenigen Kräfte wirksam 
sind, die das Magma zum Aufsteigen nötigen. x Man hat im Gegen- 
satz dazu von einer Strombolitätigkeit gesprochen, so genannt 
nach einer der Aolischen Inseln, die sich wenigstens lange Zeit 
hindurch durch eine ruhige, gleichmäßige Förderung lockern Materials 
ohne Lavaergüsse auszeichnete; aber in der Tat besteht zwischen 
dieser Art vulkanischer Kraftäußerung und der intermittierenden nur 
ein gradueller Unterschied, denn einerseits hatte auch Stromboli 
nachweisbar Ruhepausen, während er 1889 und 1891 Lavaströme 
bis zum Meer hinabsandte, 7 anderseits nehmen auch streng inter- 
mittierende Vulkane zeitweise echten Strombolicharakter an, wie z. B. 
der Vesuv in der Mitte des 18. Jahrhunderts oder im Jahr 1894. 

Der Charakter der Eruption hängt im wesentlichen einerseits 
von der chemischen Zusammensetzung und dem Dampfgehalt des 
Magmas, anderseits von der Beschaffenheit des vulkanischen Kanals 
ab. Wir können verschiedene Typen unterscheiden, aber wir können 
noch nicht sagen, welcher der normale ist. Indes darf man doch 
den Vesuvtypus 8 als denjenigen bezeichnen, wo die einzelnen Akte 
des Eruptionsdramas am vollständigsten und gleichmäßigsten ent- 
wickelt sind. 



x Man hat die explosiv-intermittierende Tätigkeit die plinianisehe ge- 
nannt — einer jener vielen und nichtssagenden technischen Ausdrücke, mit 
denen man die Geographie unnötigerweise beschwert. 



380 Dynamik des Landes 



Der Vesuv ist ein charakteristisches Beispiel der weitverbreiteten 
vulkanischen Doppelberge, die aus zwei ungleichalterigen Vulkanen 
bestehen (s. Fig. 93). Die wallartige Erhebung im N, die Somma, 
ist der Rest eines vorgeschichtlichen Tuffkegels, in dessen aus- 
geweitetem Krater sich seit 79 n. Chr. der neue Kegel, der eigent- 
liche Vesuv, aufgebaut hat, gekrönt von einer trichterförmigen Ein- 
Senkung (Krater), in die der gegenwärtige Haupteruptionskanal 



:slSft " 




Fig. 94. Idealer Durchschnitt des Vesuvs nach von Hochstettee. 
a die Somma, b gemischter Kegel, c Aschenkegel, d kleine parasitische Schutt- 
kegel (Bocca), e hypothetischer innerer Lavaraum. 

ausmündet, x Einen idealen Durchschnitt zeigt Fig. 94, nur muß 
bemerkt werden, daß das unaufgeschlossene Innere des Vulkans 
lediglich hypothetisch als ein weiter, mit Lava erfüllter Eaum ein- 
gezeichnet ist. Man kann sich an dessen Stelle auch einen schlot- 
förmigen Eruptionskanal vorstellen. 

Bis zu der furchtbaren Katastrophe im Jahre 79, der die Städte 
Pompei, Herculaneum und Stabiae zum Opfer fielen, galt der Vesuv 
für erloschen. Bis 1631 meldet die Geschichte nur 17 Ausbrüche, 
wiederholt blieb der Berg mehr als ein Jahrhundert, zweimal sogar 
mehr als zwei Jahrhunderte ruhig; seit dem 12. Jahrhundert bedeckte 
er sich wieder mit reicher Waldvegetation. Der Ausbruch von 
IG 31 übertraf an Schrecklichkeit noch jenen zur Zeit des Kaisers 
Titus, und seit 1694 hat der Vulkan seinen Charakter verändert. 
Die Euhepausen wurden kürzer, aber die Tätigkeit verlor an In- 
tensität, wenn sich auch heftige explosive Ausbrüche — Paroxysmen, 
wie Scrope sie nennt — zeitweise noch immer ereignen (1760, 1794, 
1822, 1872, 1906). Auch bei anderen Vulkanen hat man diese Er- 
fahrung gemacht; es kann als Regel gelten, daß je länger die Ruhe, 
desto heftiger die darauf folgende Eruption ist. Es muß sich, wie 



x Man hat auf Grund eines pompeianischen Wandgemäldes behauptet, 
daß der eigentliche Vesuv schon vor 79 bestand, und Eastman meint, die be- 
kannten Ausbrüche seien zu unbedeutend gewesen, um einen so großen Aschen- 
kegel, wie es der Vesuv ist, zu schaffen. Indes ist es doch wahrscheinlicher, 
daß die pornpeianische Darstellung auf einer Verwechslung mit dem im Hinter- 
grund aufsteigenden Appennin beruht. 



Die vulkanischen Ausbrüche 381 

man vermuten darf, eine gewaltige Dampfmenge im Lavaherd ent- 
wickeln, um sich durch den in der Ruhezeit verstopften Kanal oder 
an anderer Stelle einen neuen Weg zu bahnen. Erdbeben leiten 
meist als äußere Zeichen dieses Kampfes die bevorstehende Kata- 
strophe ein, ja manchmal hebt sich der Boden, um dann wieder zu 
sinken, wie durch Beobachtungen bei den Vesuvausbrüchen im De- 
zember 1861 und April 1906 festgestellt wurde. Immer mächtigere 
Dampfmassen entsteigen dem Krater, bis dieser berstet und eine 
hohe Aschensäule, die sich oben pinienartig ausbreitet, emporsteigt. 
Ein feiner Aschenregen beginnt, der durch den Wind oft weithin 
geführt wird; so bei dem Ausbruch des Coseguina (in Nicaragua) 
am 20. Januar 1 835, einem der schrecklichsten Phänomene dieser 
Art in den letzten Jahrhunderten, 2000 km in die See hinaus und 
bis zu dem über 800 km entfernten Chiapas. Nachts erscheint an 
der Stelle der Rauchpinie eine imposante Feuersäule von wechselnder 
Helle. Da sie auch im heftigsten Sturm unbeweglich bleibt und 
selbst Sterne von schwacher Leuchtkraft durchscheinen läßt, so ist 
das Licht offenbar nur der Widerschein der glutnüssigen Lava im 
Kanal. Aber auch wirkliche Flammen, erzeugt von brennbaren Gasen, 
wurden manchmal beobachtet, doch sind sie schwach und von geringer 
Höhe. Gewaltige Schlackenraketen verkünden das Aufsteigen der 
Lava. Der Cotopaxi schleuderte i. J. 1533 Felsstücke von 3 m Dicke 
900 m hoch und über 22 km weit. Heftige Eruptionen werden von 
Gewittern begleitet. Die Wasserdämpfe erhalten nämlich — wie 
Palmiebi nachwies — durch schnelle Verdichtung positive, die 
Asche aber beim Fallen in diesem Medium negative Elektrizität; 
wahrscheinlich ist auch der ganze Berg elektrisch geladen. Ge- 
wöhnliche meteorologische Begleiterscheinungen sind Sturm und 
Regengüsse; diese oder geschmolzener Schnee oder entleerte Krater- 
seen erzeugen, mit Asche vermischt, die Schlamm ströme, die oft 
verheerender wirken als die Lavaströme. 

Den Schluß des Eruptionsaktes bildet meist der Austritt von 
Lava, seltener aus dem Gipfelkrater als an den Abhängen, wo sich 
eine radial auf die Achse des Kegels stehende Spalte öffnet; ja oft 
spielt sich die ganze Eruption am Abhang ab, wie 1861 am Vesuv, 
während der Hauptkrater nur durch eine intensivere Gasentwick- 
lung daran teilnimmt. Meist fließt die Lava in ruhigen Strömen, die 
auch bei starker Neigung noch zusammenhängende Gesteinsschichten 
zu bilden vermögen. Das hängt wesentlich von ihrer chemischen 
Beschaffenheit und dem Grad ihrer Durchtränkung mit Wasserdampf 
ab; sie kann bei 35° Neigung schon erstarren und bei 10° noch 
Hießen. Die Masse der ausgeworfenen Lava ist sehr bedeutend; sie 



382 Dynamik des Landes 



betrug z.B. bei der Eruption des Etna i. J. 1886 im Lauf einer 
Woche (19. — 27. Mai) 48 Mill. cbm, denen dann bis 8. Juni noch 
C Mill. cbm folgten. Der Strom näherte sich Nicolosi mit einer 
mittleren stündlichen Geschwindigkeit von 50 m, die aber zeitweise 
bis zu 300 m stieg, um dann dicht vor der bedrohten Stadt stehen 
zu bleiben. Die Lava, die 1783 dem Laki auf Island entströmte, 
bedeckte 565 qkm und erreichte eine mittlere Mächtigkeit von über 
20 m. Das ergibt die erstaunlich große Masse von 12 320 Mill. cbm. 
Geht der Eruptionsprozeß rasch und unter bedeutender Dainpf- 
entwicklung vor sich, so zerfällt der Lavastrom in einen Trümmer- 
haufen (Block- oder Schollenlava); im anderen Fall geht er 
durch das Zwischenstadium der Zähflüssigkeit aus dem flüssigen in 
den festen Zustand über und bildet dann die zusammenhängende 
Fladen- oder Gekröslava. 

Aus manchen Vulkanen, wie aus einigen javanischen oder aus 
dem Demawend in vorgeschichtlicher Zeit, tritt die Lava nicht in 
flüssigem Zustand, sondern halb erkaltet als ein Gewirr von Blöcken 
aus. Dagegen beruht nach Th. Wolf die Nachricht von den süd- 
amerikanischen „Kotlaven" nur auf ungenauer Beobachtung; es sind 
einfache Schlammströme, die am Cotopaxi neben echten Lavaströmen 
vorkommen. 

Erdbeben, Aschenauswurf, Lavaerguß sind die drei Akte, in die 
gewöhnlich das Eruptionsschauspiel bei dem Vesuvtypus vom Be- 
ginn bis zu seinem Höhepunkt zerfällt. Sie können sich in ver- 
hältnismäßig kurzer Zeit abspielen, aber auch wochen- und monate- 
lang mit kurzen Ruhepausen wiederholen, und wir sprechen im 
letzteren Fall von einer Eruptionsperiode, wie z. B. der Vesuv 
eine solche vom Januar 1871 bis zum April 1872 durchlebte. 

Das veränderlichste Moment sind die Erdbeben. Sie fehlen oft 
ganz, wie bei den meisten Ausbrüchen des Cotopaxi, oder stehen 
wenigstens in keinem Verhältnis zu der nachfolgenden Katastrophe, 
wie bei der Krakatau-Eruption i. J. 1 883. Der Etnaausbruch i. J. 
1865 wurde durch gelinde Erschütterungen eingeleitet, aber — gegen 
alle Regel — durch eine sehr heftige abgeschlossen. 

Von viel größerer Wichtigkeit ist es, ob das Magma überhaupt 
und in welcher Form es an die Oberfläche gelangt. Bei dem Vesuv- 
typus geschieht dies, wie wir gesehen haben, sowohl in der Form 
lockerer Auswürflinge, wie in der von Lavaströmen. Aber gerade 
die Geschichte der letzten Jahrzehnte hat uns eine Reihe anderer 
Typen kennen gelehrt. 

Der Bandaisan in Japan, seit Menschengedenken erloschen, 
hatte am 15. Juli 1888 eine furchtbare Dampfexplosion, die die 



Die vulkanischen Ausbrüche 383 



ganze Nordseite des Gipfels wegsprengte und an deren Stelle einen 
gewaltigen Krater von 383 ha Flächeninhalt schuf. Nachstehendes 
Profil (Fig. 95), iu dem die alte Gestalt durch eine punktierte Linie 
angedeutet ist, veranschaulicht diese Veränderung. Magma trat 
nicht zutage; das ausgeworfene Material, das man auf 1213 Mill. cbm 
schätzt, entstammt nicht der Tiefe, sondern dem abgesprengten Teil 



Meter 

Fig. 95. Profil des Bandaisan vor und nach der Eruption nach Sekita. 

des Berges, dessen Gesteine schon vorher durch Gasausströmungen 
zersetzt worden waren. 9 

Dem Wasserdampf wird auch die Hauptrolle bei zwei anderen 
Katastrophen der 80er Jahre zugeschrieben: bei den Ausbrüchen 
des Krakatau, 10 eines Inselvulkans der Sundastraße, am 27. August 
1883, und des Tarawera 11 auf der Nordinsel Neuseelands am 
10. Juni 1886. Der erstere hatte seit 1680 geruht, der letz